Article
DOI: 10.4217/OPR.2010.32.2.145
동해 울릉분지 퇴적물에서 유기탄소 순환
이태희
1*·김동선
2·김부근
3·최동림
11한국해양연구원 남해연구소
(656-830) 경상남도 거제시 장목면 장목리 391
2한국해양연구원 기후·연안재해연구부 (425-600) 경기도 안산시 안산우체국 사서함 29
3부산대학교 자연과학대학 해양시스템과학과 (609-735) 부산광역시 금정구 장전동 산 30
Organic Carbon Cycling in Ulleung Basin Sediments, East Sea
Taehee Lee
1*, Dongseon Kim
2, Boo-Keun Khim
3, and Dong-Lim Choi
11South Sea Research Institute, KORDI Geoje 656-830, Korea
2Climate Change & Coastal Disaster Research Department, KORDI Ansan P.O. Box 29, Seoul 425-600, Korea
3Department of Oceanography, College of Natural Sciences Pusan National University, Busan 609-735, Korea
Abstract : This study investigated organic carbon fluxes in Ulleung Basin sediments, East Sea based on a chamber experiment and geochemical analyses. At depths greater than 2,000 m, Ulleung Basin sediments have high organic carbon contents (over 2.0%). Apparent sedimentation rates (ASR) calculated from excess
210Pb activity distribution, varied from 0.036 to 0.047 cm yr−1. The mass accumulation rates (MAR) calculated from porosity, grain density (GD), and ASR, ranged from 131 to 184 g m−2 yr−1. These results were in agreement with sediment trap results obtained at a water depth of 2100 m. Input fluxes of organic carbon varied from 7.89 to 11.08 gC m−2 yr−1 at the basin sediments, with an average of 9.56 gC m−2 yr−1. Below a sediment depth of 15cm, burial fluxes of organic carbon ranged from 2.02 to 3.10 gC m−2 yr−1. Within the basin sediments, regenerated fluxes of organic carbon estimated with oxygen consumption rate, varied from 6.22 to 6.90 gC m−2 yr−1. However, the regenerated fluxes of organic carbon calculated by subtracting burial flux from input flux, varied from 5.87 to 7.98 gC m−2 yr−1. Respectively, the proportions of the input flux, regenerated flux, and burial flux to the primary production (233.6 gC m−2 yr−1) in the Ulleung Basin were about 4.1%, 3.0%, and 1.1%. These proportions were extraordinarily higher than the average of world open ocean. Based upon these results, the Ulleung Basin might play an integral role in the deposition and removal of organic carbon.
Key words : organic carbon flux, oxygen consumption rate, mass accumulation rate (MAR), apparent sedimentation rate (ASR), Ulleung Basin
*Corresponding author. E-mail : [email protected]
1. 서 론
1800년대 이후로 화석연료의 사용량이 급격하게 증가 함에 따라 대기의 이산화탄소 농도가 급격하게 증가하였 다. 대기의 이산화탄소 농도는 1800년에는 281±2 ppm이 었으나 1994년에는 359±0.4 ppm으로 증가하였고, 최근 에는 약 380 ppm으로 관측되고 있다. 1800년에서 1994년 까지 화석연료의 사용과 시멘트 생산으로 인하여 인위적 으로 배출된 이산화탄소는 약 244±19 PgC으로 그 중 해 양에 118±19 PgC이 침강하였다. 인위적으로 방출된 총 이산화탄소의 약 48%가 해양으로 저장된 것이다. 같은 기 간 육상의 생물권은 대기로 이산화탄소를 약 39±28 PgC 방출하여, 과거 200년 동안 해양이 유일한 이산화탄소 순 침강지로서의 역할을 하여 왔다(Sabine et al. 2004). 대기 로 방출된 이산화탄소를 만약 해양이 흡수하지 않았다면 대기의 이산화탄소 농도는 지금보다 약 55 ppm 높았을 것으로 추측된다.
해양에서 탄소 순환은 전형적인 3개의 주요 기작으로 진행된다. 첫째는 전 지구적 해양 순환이 관여하는 물리펌 프(physical pump)이고, 두번째로는 생물 생산, 동물플랑 크톤의 섭식, 수층에서의 유기물의 분해과정 등이 관여하 는 생물펌프(biological pump)이다. 그리고, 나머지 하나는 퇴적물에 탄소가 매장되는 최종적인 탄소 제거 기작이 있 다(Lutz et al. 2002; Zúñiga et al. 2007). 모든 해양의 분 지에서 주요한 생지화학적인 과정들이 진행되지만 각 해 역들 간의 그 차이는 매우 크다. 이러한 상황에서 전 지구 적인 입자물질 플럭스 연구와 심해로의 유기탄소 침강 플 럭스 연구는 일차생산력의 시·공간적 변동 연구에도 크 게 기여하였다(Fischer et al. 2000; Chase et al. 2002;
François et al. 2002; Nelson et al. 2002). 유광대 아래로 의 유기탄소 침강플럭스와 퇴적물에서의 유기탄소 퇴적플 럭스 연구는 해양의 이산화탄소 저장 능력을 평가하는데 있어서 특히 중요하다.
해양의 표층에서 생산된 입자성 유기탄소(particulate organic carbon: POC)는 해양의 표층(~200 m) 부근에서 대부분 다 분해되어 재순환되고 일부만 심해로 이동하게 된다. 심해로 이동하는 과정에서도 대부분의 유기탄소는 재순환되어 수층으로 되돌려지고 극히 일부만이 퇴적물로 침강하게 된다. 수직적인 유기탄소 플럭스는 입자의 침강 속도에 비례하고, 입자의 크기와 침강속도 또한 비례한다.
즉 크기가 큰 입자가 빠른 속도로 침강하게 되면 재순환 되어 수층으로 되돌아가는 유기탄소의 양은 감소하고, 퇴 적물로 퇴적되는 양은 상대적으로 증가한다. 따라서 입자 크기가 충분히 큰 유기물은 대기의 이산화탄소를 심해퇴 적물로 수송하는 매우 중요한 역할을 한다(Trull et al.
2001; Coppola et al. 2005).
일반적으로 해양분지에서는 유기물 분해가 대륙 사면에 비해 느린 속도로 진행되는 반면에 대륙 사면은 비록 면 적은 협소하지만, 유기물의 분해는 대양보다 5~10배 이상 빠르게 진행된다(Jahnke et al. 1990; Reimers et al. 1992;
Archer and Devol 1992; Devol and Christensen 1993;
Anderson et al. 1994; Van Weering et al. 2001). 대륙 사 면에서는 많은 양의 유기탄소가 침강하여 퇴적되어도 대 부분 재순환되지만 분지에서는 침강된 유기탄소가 상대적 으로 많이 매장되어 퇴적물로 제거된다. 반면 심해 분지는 유기물의 분해속도가 느리기 때문에 상대적으로 탄소를 오래 저장할 수 있어서 탄소 저장고로서 중요한 역할을 한다.
동해는 한반도 주변 해역에서 유일하게 수심이 2000 m 넘는 심해가 존재하는 해역이며, 다량의 탄소를 심해에 저 장할 수 있는 탄소저장고 역할을 할 수 있는 해역이다. 동 해가 전 지구적 해양에서 차지하는 면적은 0.3%에 불과하 지만 연간 0.021 PgC의 이산화탄소를 대기로부터 흡수하 고 있다. 이 양은 전 대양 흡수량의 1.5~1.8% 가량 차지하 고 있어, 동해는 대기 이산화탄소의 제거원으로서 중요한 위치를 차지하고 있다(강 1999; 김 등 2003). 동해는 심층 수의 수온 상승과 용존산소량 감소 등의 급격한 변화과정 을 겪고 있으며, 이러한 변화과정은 지구온난화와 관련하 여 예측되는 대양의 변화과정과 동일한 방향으로 진행되 고 있다. 동해에서는 탄소뿐만 아니라 생물기원의 물질순 환도 지구온난화 등 최근의 전 지구적 기후변화에 의해 영향을 받을 가능성이 매우 높다. 그래서 미래의 기후변화 를 예측하기 위해서 대기-해양-퇴적물 사이의 물질순환 연 구가 필요하다. 또한, 지구 온난화의 가장 큰 요인으로 주 목 받는 대기 이산화탄소 농도 변화를 예측하기 위해서는 동해와 같은 심해가 존재하는 해양에서 해수와 퇴적물에 서의 탄소순환 연구가 매우 중요하다.
최근에 동해에서 퇴적물 트랩을 이용하여 표층해양에 서 심층으로 침강하는 생물기원 플럭스를 관측하는 연구 를 수행하였고, 해양내의 물질 순환 이외에도 대기-해양 간 이산화탄소 플럭스 연구 등이 활발히 수행되고 있다.
그러나 퇴적물에서 분해되어 다시 해양으로 재순환되는 유기탄소 플럭스나 퇴적물로 매장되는 유기탄소 연구는 거의 수행되지 않아 전체 동해시스템에서 탄소순환을 이 해하는데 한계가 있다. 따라서 퇴적물에서의 탄소순환 연 구는 전체 동해시스템의 탄소순환을 이해하는데 중요한 역할을 할 수 있다. 나아가 동해시스템의 탄소순환을 이 해함으로써 지구의 기후변화가 동해 탄소순환에 미치는 영향을 파악할 수 있고, 역으로 동해 탄소순환 변화가 다 시 대기 이산화탄소 농도변화에 영향을 미치기 때문에 미래의 기후변화 예측에 중요한 자료를 제공할 수 있을 것이다.
2. 재료 및 방법
연구지역
동해는 북태평양의 연해로서 좁은 4개의 해협(대한해 협, 쓰가루해협, 소야해협 및 타타르해협)을 통하여 북태 평양과 연결되며 4,000 m 이상의 깊은 수심을 보이는 곳 도 있다. 동해는 여러 개의 해양뱅크나 해양대지에 의하여 나뉘어져 있고, 그 사이로 동해 북쪽에 위치한 일본분지와 남동쪽에 위치한 야마토분지, 남쪽에 위치한 울릉분지 등 과 같은 커다란 해양분지가 발달해 있다. 특히 울릉분지는 동쪽으로 오키뱅크, 서쪽으로 경사가 가파른 한반도의 대 륙사면, 남쪽으로 일본 열도의 완만한 사면, 그리고 북쪽 으로 지형의 굴곡이 대체로 심한 남부한국대지에 의하여 둘러싸여 있어서 전체적으로 오목한 형태이나 분지 내부 는 분지 경계면을 제외하고는 대체로 완만한 해저지형을 보인다. 정점 D2가 위치한 울릉분지의 서쪽은 대륙 사면 의 경사가 커서 사면침식, 사면붕락, 미끄럼사태 등에 의 해 영향을 받고 있다(Chough et al. 2000). 정점 D2, D3, D4는 수심이 각각 2208 m, 2190 m, 2143 m로 울릉분지의 중앙 해역에 위치하고 있다(Fig. 1).
울릉분지 해역의 상층부는 주로 외해지류, 동한난류, 울 릉 난수성 소용돌이 및 독도 냉수성 소용돌이 등의 해수 순환에 의한 영향을 주로 받고 있다(Mitchell et al. 2005).
동해의 일본분지, 야마토분지, 울릉분지 심층에는 반시계 방향의 심층해류(Abyssal Circulation)가 있고(Hogan and Hurlburt 2000; Senjyu et al. 2005), 울릉분지 저층에는 시 계방향 또는 반시계방향의 작은 규모의 해류도 존재하고 있다(Teague et al. 2005). 울릉분지 해역의 심층수는 울릉 분지 간 평원(Ulleung Interplain Gap: UIG)을 통해서 외 부와 순환을 하고 있는데, 심층수의 교환이 가능한 유일한 경로이다. 일본분지에서 심층수가 형성되고(Seung and Yoon 1995; Kim et al. 2002), UIG를 통하여 일본분지에 서 울릉분지로 동해심층수가 흘러 들어간다. 울릉분지에 서 해수의 수직적 순환에는 약 100년이 걸리고, 심층수가 완전히 바뀌는 데는 약 1,000년이 걸리는 것으로 보고되 고 있다(Tsunogai et al. 1993; Chen et al. 1995).
퇴적물 시료채취 및 유기탄소 분석
퇴적물 시료는 상자형 시추기(box corer)를 이용하여 채 취한 후, 챔버 실험, 용존산소 수직분포 측정 및 지화학적
Fig. 1. Study area and sampling sites in the Ulleung Basin, East Sea. Trap is sediment trap mooring site (KORDI, 2003)
분석을 위해 부시료를 채취하였다. 유기탄소 분석용 부시 료는 직경 120 mm 아크릴 코어를 이용하여 채취한 후 1~2 cm 간격으로 절개하여 50 ml 플라스틱 병에 담아 냉 장 보관하였다. 이것을 실험실로 운반하여 건조시킨 후 무 게를 재어 함수율을 측정하였고, 건조시킨 퇴적물 시료를 분말화하여 총탄소 함량과 무기탄소 함량을 측정하였다.
총탄소 함량과 총질소 함량은 CNS 원소분석기(Carlo-Erba Ltd.)를 이용하여 분석하였고, 무기탄소(inorganic carbon:
IC) 함량은 Coulometric 탄소분석기(UIC Ltd.)를 이용하 여 분석하였다. 총유기탄소(total organic carbon; POC) 함 량은 총탄소 함량에서 무기탄소 함량을 빼서 계산하였다.
퇴적물 밀도는 밀도측정기(AccuPyc 1330, Micromeritics Ltd.)를 이용하여 측정하였다.
210Pb를 이용한 퇴적속도 계산
각 깊이 별로 절개한 퇴적물 시료는 건조시켜 분쇄하였 고, 분석오차가 알려진 208Po를 첨가하였다. 이 시료들은 질산과 염산으로 세 번의 녹여내고 건조시키는 과정을 반 복하였다. 염산을 첨가하여 녹인 시료는 원심분리기를 이 용하여 용액과 녹지 않고 남은 덩어리로 분리하였다. 각 시료에서 용해된 Po 동위원소들은 한국기초과학지원 연 구원에서 silicon-surface-barrier 검출기와 결합된 멀티채 널분석기로 분석하였고, 210Pb의 활동도는 손녀 핵종인
210Po의 알파 활동도를 측정하여 결정하였다.
퇴적물의 퇴적속도는 210Pb 과잉 활동도를 결정하여 계 산하였다. 210Pb 과잉 활동도는 일반적으로 각 시료의
210Pb 총 활동도에서 226Ra 활동도를 빼서 결정하지만, 본 연구에서는 210Pb 활동도의 기울기 변화로써 210Pb 활동도 의 배경 농도를 구하여 계산하였다. 210Pb 활동도는 표층 교란층(surface mixed layer; SML) 아래에서 로그함수적 으로 감소하다가 일정 깊이 이하에서는 거의 변화 없는 일정한 농도를 보인다. 이 깊이에서의 210Pb 활동도 평균 을 배경 농도로 결정하고, 각 깊이에서의 210Pb 활동도에 서 배경농도를 빼서 210Pb 과잉 활동도를 결정하였다.
210Pb을 이용한 퇴적속도 계산은 생물학적, 물리적 작용에 의한 표층퇴적물의 교란이 없다고 가정하면 아래의 식으 로 계산되어진다(Zou and Yu 1985; Park et al. 1999).
S = λz/ln(A0/Az)
S는 퇴적률(cm yr−1), λ는 210Pb의 붕괴상수(0.031 year−1), z는 퇴적물의 깊이(cm), A0는 표층에서의 210Pb 과잉 활동 도(dpm g−1)이며 Az는 깊이 z에서의 210Pb 과잉 활동도이 다. 210Pb 과잉 활동도는 퇴적물 깊이에 따라 로그함수적 으로 감소하므로 실제로는 선형회귀분석을 통하여 210Pb 과잉 활동도의 깊이에 따른 감소율을 구하여 평균 퇴적속 도를 구하였다. 그러나 퇴적물의 상부 수 cm에서는 퇴적
물의 혼합작용으로 인해 210Pb 과잉 활동도가 동일한 값을 나타내는 경우가 있는데, 이러한 퇴적물 상부를 퇴적물 표 층교란층이라고 가정하고 210Pb 과잉 활동도가 감소하기 시작하는 깊이에서부터 퇴적속도를 계산하였다.
퇴적물 산소소모율
퇴적물 배양 챔버 실험을 통하여 상층수의 용존산소 농 도의 감소 기울기로서 산소소모율(oxygen consumption rate)을 측정하였다. 상자형 시추기에서 내경 130 mm, 길 이 300 mm의 둥근 아크릴 챔버를 이용하여 퇴적물 깊이 를 120 mm 정도로 퇴적물 부시료를 채취한 후, 저층수 약 2 l를 채워서 냉장 상태에서 48시간 이상 배양실험을 하였다. 챔버에는 용존산소량계(dissolved oxygen sensor, OOM-223-DS-41)를 장착하여 1시간에 2번 이상 그 값의 변화를 관찰하였다. 배양실험을 하는 동안 냉장고의 온도 는 0.1~0.5oC를 유지하였고, 용존산소의 농도 계산시에 온 도를 보정하여 주었다. 그리고 챔버실험의 처음 시작과 끝 부분에서 부시료를 채취하여 용존산소의 농도를 적정법으 로 측정하여 센서의 오차를 보정하였다.
3. 결 과
퇴적물의 유기탄소
퇴적물 시료를 1~2 cm 간격으로 절개하여 함수율을 측 정한 결과 퇴적물 표층에서 함수율은 약 80% 정도였고, 퇴적물의 깊이가 깊어질수록 점차 감소하다가 8 cm 이하 의 깊이에서는 약 70% 정도로 일정한 경향을 나타내었다 (Fig. 2). 정점 D2와 D4는 함수율에서 비슷한 경향을 보이 는 반면 정점 D3에서는 퇴적물 전 깊이에서 일정한 수직 분포 양상을 보였다. 함수율(W)을 이용하여 공극률 (porosity, ϕ)을 구하였는데, 아래의 식으로 공극률을 계산 하였다.
ϕ = ρsW/[ρw(1− W) + ρsW]
여기서 ρs는 퇴적물의 평균밀도이고, ρw는 공극수의 평균 밀도이다. 퇴적물의 평균밀도는 모든 정점에서 약 2.64 g cm−3이었고, 공극수의 평균밀도는 1.02 g cm−3으로간주 하여 계산한 결과공극률은 8 cm 이하의 깊이에서 평균 0.85이었다(Table 1).
총유기탄소 함량은 퇴적물 상부에서 2.2~2.7%의 범위 였고, 10 cm 깊이까지 급격하게 감소하다가 15 cm 이하 의 깊이에서는 약 1.5% 정도로 일정한 분포를 보였다 (Fig. 2). 탄산칼슘 함량은 깊이에 따른 변화가 거의 나타 나지 않았는데, 그 함량은 약 0.5%였다. 총질소(total nitrogen: TN)는 유기탄소 함량과 비슷한 경향을 보이는데 퇴적물 상층부에서 약 0.4% 정도였고 10 cm 깊이까지 감
소하다 그 아래의 깊이에서는 0.2%로 일정한 분포를 보였 다(Fig. 2). 총유기탄소 함량과 총질소 함량은 좋은 상관관 계를 보였는데(R2= 0.94), 평균 총유기탄소와 총질소 비 율은 7.09로 Redfield 비율과 큰 차이를 보이지 않았다 (Fig. 3). 이는 울릉분지 심해에 퇴적된 유기물이 대부분 해양기원성임을 시사하고 있다.
퇴적속도 및 퇴적물 축적률
퇴적물의 표층교란층 깊이를 210Pb과잉 활동도가 급격 Fig. 2. Depth profiles of water content (%), total organic carbon (TOC) content (% dry weight), calcium carbonate
content (% dry weight), and total nitrogen (TN) content (% dry weight) in Ulleung Basin sediments
Table 1. Water depth (m), porosity, grain density (GD), apparent sedimentation rate (ASR), and mass accumulation rate (MAR) in Ulleung Basin sediments
Site
Water depth (m)
Porosity GD (g cm−3)
ASR (cm yr−1)
MAR (g m−2 yr−1) D2 2,208 0.85 2.62 0.047 184 D3 2,190 0.86 2.61 0.036 131 D4 2,143 0.85 2.63 0.041 161
하게 감소하기 시작하는 지점까지라고 가정하면, 정점 D2, D3 및 D4에서는 표층교란층이 거의 나타나지 않았다 (Fig. 4). 그러나 상자형 시추기를 이용하여 퇴적물을 선상 으로 회수하는 과정과 부시료를 채취하는 과정에서 퇴적 물 최상부에는 교란이 생길 가능성이 있으므로, 퇴적물 최 상부의 자료는 제외하고 퇴적속도를 계산하였다. 210Pb과 잉 활동도로 계산한 겉보기 퇴적률(apparent sedimentation rate: ASR)은 정점 D2, D3, D4에서 각각 0.047, 0.036, 0.041 cm yr−1이었다(Table 1). Hong et al. (1997)이 울릉 분지에서 210Pb의 활동도로 계산한 겉보기 퇴적률(0.04~
0.17 cm yr−1)과 유사한 값을 보였다.
해저에 축적되는 퇴적물 축적률(sediment mass accumula-
tion rate: MAR)을 아래의 식으로 계산하였다.
MAR (g m−2 year−1) = (1− ϕ) × GD (g cm−3) × ASR (cm year−1)× 104 ϕ는 공극률(porosity)이고, GD(Grain Density)는 퇴적물 밀도이다. 공극률과 GD는 퇴적물 깊이 15 cm 이하에서의 평균값을 사용하여 각 정점에서의 MAR를 계산하였다.
정점 D2, D3, D4에서의 MAR는 각각 184, 131, 161 g m−2 yr−1이었다(Table 1).
퇴적물 산소소모율
2006년 4월에 정점 D2에서 챔버 실험을 통하여 상층수 의 용존산소 농도변화를 측정한 결과, 배양초기부터 산소 의 농도는 점차적으로 감소하여 약 48시간 뒤에는 초기 용존산소 농도보다 25 µM이 감소하였다. 정점 D3에서는 13시간 정도 배양하였는데, 용존산소의 농도가 약 8 µM 감소하였다. 이 용존산소 농도변화 기울기로 계산한 산소 소모율은 정점 D2와 정점 D3에서 각각 2.05 mmol m−2 day−1와 1.85 mmol m−2 day−1이었다. 2007년 8월에는 정 점 D2와 D4에서 약 52시간 동안 챔버 실험을 하여 산소 소모율을 구하였는데, 각각 1.87 mmol m−2 day−1과 1.85 mmol m−2 day−1로 두 정점에서 비슷한 산소소모율을 보 였다(Fig. 5).
유기탄소 퇴적플럭스, 재순환플럭스 및 매장플럭스 심층에서 퇴적물로 침강하는 유기탄소 퇴적플럭스는 MAR에 침강하는 심층 부유퇴적물의 유기탄소 농도를 곱 하여 구하였다. 침강하는 심층 부유퇴적물의 유기탄소 농 도는 KORDI (2003)에서 울릉분지의 심해에 퇴적물 채집 기를 약 1년 동안 계류하여 구한 유기탄소 농도를 사용하 였다. 퇴적물 채집기의 계류지점은 정점 D4의 북쪽 방향 으로 약 50 km 가량 떨어진 곳에 위치하고 있다(Fig. 1).
계류 기간은 1998년 12월 6일부터 2000년 1월 14일까지 약 13개월이었고, 계류수심은 2100 m였다. 평균 유기탄소 함량은 6.0%였고, MAR은 122 g m−2 year−1이었다. 이 결과는 정점 D4에서 겉보기 퇴적속도로부터 구한 MAR(161 g m−2 yr−1) 보다 조금 낮은 값이다. MAR에 울 릉분지 심해의 유기탄소 함량을 곱하여 구한 퇴적물로 침 강하는 유기탄소 퇴적플럭스는 정점 D2, D3, D4에서 각각 11.08, 7.89, 9.70 gC m−2 yr−1이었다(Table 2).
울릉분지 퇴적물의 유기탄소 매장플럭스는 MAR에 퇴 적물 깊이 15 cm 아래의 유기탄소 함량 평균값을 곱하여 구하였다. 퇴적물 깊이 15 cm 아래의 깊이에서 유기탄소 함량은 거의 변화가 없이 일정한 함량 분포를 보이는 것 은 더 이상 유기탄소의 분해가 일어나지 않고 그 상태로 보존된다고 판단하였다. 퇴적물 깊이 15 cm 아래의 깊이 Fig. 3. Organic carbon versus total nitrogen contents at
site D2 (squares), D3 (circles), and D4 (filled dia- mond) in Ulleung Basin sediments. The C/N ratio was calculated from the slope of the best-fit regression line
Fig. 4. Depth profiles of excess 210Pb activities (error bars denote standard deviations) at site D2, D3, and D4 in Ulleung Basin sediment
에서 유기탄소 평균 함량은 정점 D2, D3, D4에서 각각 1.7%, 1.5%, 1.6%였다. 유기탄소 매장플럭스는 각각 3.10, 2.02, 2.55 gC m−2 yr−1였고, 각 정점의 평균은 2.56 gC m−2 yr−1이었다(Table 2).
유기물은 여러 가지 산화제에 의해 분해가 이루어지는 데, 각 산화제의 에너지 준위가 높은 순서에 따라 산소, 질 산염, 망간-철 산화물, 황산염 등이 차례대로 소모된다 (Froelich et al. 1979; Berner 1980). 각 화학반응식은 다 음과 같다.
106CH2O + 138O2= 106CO2+ 122H2O
106CH2O + 84.4NO3= 106CO2+ 42.2N2+ 148.4H2O 106CH2O + 236MnO2= 106CO2+ 236Mn2++ 366H2O 106CH2O + 212Fe2O3= 106CO2+ 424Fe2++ 530H2O 106CH2O + 53SO42−= 106CO2+ 53S2−+ 106H2O
가장 먼저 산화제로 소비되는 산소는 전체 유기물 분해 에 약 90% 정도 기여한다. 또한 산소는 유기물 분해뿐만 아니라 환원된 종들의 재산화에 다시 소모된다. 그래서 산 소의 소모량은 총 유기물 분해량과 거의 일치한다. 위 식 에서 산소의 소모와 재순환하는 유기물의 비는 138:106이 다. 2006년 4월에 챔버실험을 통하여 얻은 산소소모율로 계산한 유기탄소 재순환플럭스는 정점 D2와 D3에서 각각 6.90과 6.22 gC m−2 yr−1이었다. 2007년 8월에 챔버 실험 을 통하여 구한 산소소모율(oxygen consumption rate)로 계산한 유기탄소 재순환플럭스는 정점 D2와 D4에서 각각 6.29와 6.22 gC m−2 yr−1이었다(Table 2).
4. 토 의
울릉분지 퇴적물의 유기탄소 함량
울릉분지 내에 위치한 수심이 2000 m 이상인 곳에서 Fig. 5. Time-series of dissolved oxygen concentration in overlying water of chamber experiment at sites D2 and D3 in basin sediments in April 2006 (left panel), at sites D2 and D4 in August 2007 (right panel). The solid lines indicate the result of linear regression at considerable oxygen reduced section
Table 2. Input flux of organic carbon, regenerated flux of organic carbon, and burial flux of organic carbon in Ulleung Basin sediments
Site
Input flux of organic
carbon (gC m−2 yr−1)
Regenerated flux of organic
carbon (gC m−2 yr−1)
Burial flux of organic carbon (gC m−2 yr−1) D2 11.08 6.90 (7.98)a 3.10 D3 7.89 6.22 (5.87)a 2.02 D4 9.70 6.22 (7.15)a 2.55
aRegenerated flux of organic carbon was calculated by subtracting burial flux from input flux.
표층퇴적물의 유기탄소 함량이 2.5% 이상의 높은 함량을 보이는데, 이는 세계적으로 매우 드문 경우이다. 울릉분지 심층수의 용존산소 농도는 다른 심층수에 비해 현저히 높 고 표층에서의 일차생산성은 다른 해역에 비해 특별히 높 지 않음에도 불구하고 이처럼 높은 유기탄소 함량을 보이 는 것은 높은 유기탄소 침강플럭스를 반영한 결과이다(김 등 2009). Hyun et al. (2009)은 울릉분지에서 높은 유기 탄소 침강플럭스를 보이는 이유는 한국 동해안의 연안역 에서 용승에 의해 생산성이 높아진 해수가 울릉분지로 이 동하고, 울릉 난수성 소용돌이가 높은 생산성의 해수를 울 릉분지 전 해역에 공급하기 때문이라고 보고하였다. 울릉 분지 표층 해역에서 심층으로 침강하는 유기탄소는 울릉 분지 표층 해역에서 생산된 유기탄소와 더불어 한국 동해 남부 연안의 용승해역에서 생산된 유기탄소가 울릉분지로 이동하여 침강하는 것으로 판단된다. 또한 울릉분지 퇴적 물의 유기탄소 함량이 높은 것은 탄산칼슘에 의한 희석효 과가 거의 일어나지 않았기 때문이다. Chen et al. (1995) 은 동해에서 아라고나이트와 방해석의 탄산염 포화 수심 이 각각 300 m, 1,300 m라고 제시하였는데, 이것은 수심 이 1,300 m 이상의 깊은 해역에서는 퇴적물에 탄산칼슘이 거의 존재하지 않는다는 것을 의미한다. 최근의 연구에 의 하면 울릉분지에서 탄산칼슘 함량은 일반적으로 1%를 넘 지 않는데, 이렇게 낮은 탄산칼슘 함량으로 인해 탄산칼슘 희석이 거의 일어나지 않아, 유기탄소가 상대적으로 풍부 해진 것이다(Lee et al. 2008).
표층해양에서 생산된 유기물이 분해과정을 거치면서 심 층으로 침강하게 되는데, 이 때 POC와 함께 침강하는 물 질들을 평형광물(ballast mineral)이라고 한다. 평형광물에 는 생물기원의 규소(opal)와 탄산칼슘(CaCO3), 육성 기원 의 암석기원 광물(lithogenic mineral) 등이 있다. Klaas and Acher (2002)가 심해 퇴적물 채집기와 저층 챔버 실 험 결과에서 POC 플럭스와 평형광물 플럭스가 아주 밀접 한 연관성이 있음을 보여주었다. 평형광물 플럭스가 높으 면 POC 플럭스도 높은 것으로 나타났다. 그러나 평형광 물이 POC의 분해를 어떻게 조절하는지, POC와 평형광물 의 비가 결정되는 과정에 대해서 아직 명확하게 밝혀지지 않았다(Bidle and Azam 1999; Milliman et al. 1999).
Armstrong et al. (2002)은 두 가지의 가설을 내세워 POC 플럭스와 평형광물 플럭스의 상관성을 설명하였다. 첫째 는 유기물이 해저로 침강하는 동안 평형광물이 분해를 막 는 방패 역할을 한다는 것이다. 이러한 방패 기능은 광물 의 내부와 외부에서 일어난다. 내부적 방패기능은 광물들 의 생물학적 분해과정이 진행되는 동안 유기물이 규산질 과 탄산질 껍질 속으로 들어가면 일어날 수 있다 (Lowenstam and Weiner 1989). 이것은 유기물이 광물 속 으로 매장되고, 광물이 용해되는 동안 효소와 접하는 것을
차단하여 유기물의 분해를 막는 방법이다. 외부적 방패기 능은 유기물이 무기 퇴적 물질의 미세한 구멍 속에 흡착 되었을 때 일어나는 기능으로 효소의 가수분해 작용을 물 리적으로 막는 것이다(Mayer 1994). 둘째는 유기물이 입 자들을 결합시키는 접착제 역할을 한다는 것이다. 입자들 사이에서 POC는 물리적 보호를 받을 수 있어서 입자가 분해된 후에 POC가 분해된다는 설이다.
동해 울릉분지에서 침강하는 입자의 80% 이상이 생물 기원 물질로 구성되어 있고, 생물기원 물질은 규산질의 규 조가 우점하고 있다(Hong et al. 2008). 해양의 표층에서 는 POC와 평형광물인 규산질의 오팔, 탄산칼슘과 함께 침강하게 되고, 수심 1,300 m 이하에서는 탄산칼슘은 대 부분 용해되지만, 그 이하의 수심에서는 오팔과 함께 해저 로 침강하게 된다. 일반적으로 심해에서 수심 1,000 m 이 하에서는 POC 플럭스가 로그함수적으로 감소하므로 1,300 m 이하의 수심에서 탄산칼슘이 대부분 용해되더라 도 POC 플럭스에 큰 영향을 주지 않았을 것이고, 또한 높 은 농도의 생물기원 오팔로 인해 POC 플럭스가 높아져 퇴적물에서의 유기탄소 농도가 높은 것이라 판단된다.
울릉분지 퇴적물에서의 유기탄소 플럭스
울릉분지 퇴적층에서 유기탄소 매장플럭스는 평균 2.56 gC m−2 yr−1로 흑해의 심해 분지와 용승이 활발하게 일어 나는 일부 지역을 제외하면 수심이 2,000 m 이상인 심해 퇴적물에서 매우 드문 경우이다(Calvert and Price 1983;
Hay 1988; Böning et al. 2005). 흑해의 심해 분지에서 매 장되는 유기탄소 플럭스는 울릉분지와 비슷하거나 2-3배 가량 높다. 페루 용승지역과 나미비아 용승지역에서도 울 릉분지보다 더 높은 플럭스를 보였다. 이러한 지역은 강을 통한 유기물의 유입과 해양 표층의 높은 생산성으로 인해 MAR가 울릉분지보다 높기 때문이다. 멕시코만의 북쪽 해 역의 MAR는 울릉분지와 비슷하지만 퇴적물의 유기탄소 함량이 낮기 때문에 매장되는 유기탄소 플럭스는 울릉분 지에 비해 현저히 낮았다(Yeager et al. 2004).
퇴적된 유기탄소는 대부분 재순환되고 나머지 일부가 매장되므로, 퇴적물에 축적되는 유기탄소 퇴적플럭스는 재순환하는 유기탄소 플럭스와 매장되는 유기탄소 플럭스 의 합과 같다. 그런데 본 연구의 결과에서는 그 총량이 잘 맞지 않는다. 이런 이유는 오직 산소에 의한 유기탄소 재 순환만을 고려하였고, 다른 산화제에 의한 유기물 분해는 고려하지 않았기 때문에 유기탄소 재순환플럭스가 과소평 가 된 것으로 판단된다. 황산염 환원에 의한 유기물 분해 도 유기물 분해에 상당한 부분을 차지하고 있고(Lee et al.
2008), 또한 망간-철 산화물의 환원에 의한 유기탄소 분해 도 많은 기여를 하고 있다. 울릉분지에서 망간산화물의 환 원율은 0.30~0.57 mmol m−2 day−1의 범위이고, 철산화물
의 환원율은 0.10~0.24 mmol m−2 day−1의 범위이다(최 등 2009). 망간산화물과 철산화물의 환원이 모두 유기탄소 분 해에 기여했다고 가정하면 망간산화물과 철산화물에 의한 유기탄소 재순환플럭스는 각각 0.6~1.1 gC m−2 year−1와 0.2~ 0.5 gC m−2 yr−1 범위로 전체 유기탄소 재순환플럭스 의 8~15%와 3~7%를 차지한다.
재순환하는 유기탄소 플럭스를 계산할 때 산소가 유기 탄소 분해에 90% 정도 기여한다고 가정하였지만 울릉분 지 퇴적물에서는 산소와 더불어 망간-철산화물 환원과 황 산염 환원 등이 유기물 분해에 크게 기여한다. 그래서 표 층퇴적물에서의 물질수지 균형을 맞추기 위해 퇴적물로 퇴적되는 유기탄소 퇴적플럭스와 유기탄소 매장플럭스의 차로 계산한 유기탄소 재순환플럭스는 정점 D2, D3, D4 에서 각각 7.98, 5.87, 7.15 gC m−2 year−1이고, 울릉분지 퇴적물에서의 평균 유기탄소 재순환플럭스는 7.00 gC m−2 yr−1이다(Table 2). 이는 퇴적물로 침강한 유기탄소의 약 73%로 대양의 평균인 94%보다 월등히 낮은 비율로서 퇴 적물로 침강한 유기탄소가 다른 해역에 비해 높은 비율로 퇴적물에 매장되어 제거된다.
동해 울릉분지 해역에서 일차생산력은 계절에 따라 큰 차이를 보이는데, 평균 120~240 gC m−2 yr−1의 유기탄소 가 생산되는 것으로 알려졌다(Yoo and Kim 2004). 본 연 구를 수행한 시기에 측정한 일차생산력의 평균은 233.6 gC m−2 yr−1로 기존의 연구에 비해 높은 생산성을 보였다 (KORDI 2007). 일차생산력에 의해 생성된 유기탄소가 해 저에 퇴적되는 비율은 3.4~4.7% 범위로 평균 4.1%의 표 층해양의 유기탄소가 퇴적물로 유입된다. 퇴적물에 유입 된 유기물 중에서 분해되어 수층으로 되돌려지는 비율은 일차생산력의 약 3.0%이고, 퇴적물에 매장되어 제거되고
있는 유기탄소의 비율은 0.9~1.3% 범위로 평균 1.1%이다 (Table 3). Ståhl et al. (2004)이 북동 대서양에서 재순환하 는 유기탄소 플럭스와 매장되는 유기탄소 플럭스를 측정 한 결과를 보면, 일차생산량의 약 2%가 퇴적물로 유입되 고, 유입된 유기탄소의 94%가 재순환하여 수층으로 되돌 려지며, 6%가 매장되어 제거되는 것으로 보고하였다. 일 반적으로 대양에서는 해양표층에서 생산된 일차생산량의 약 0.1% 정도가 퇴적물에 매장되어 제거되는데(Gooday et al. 1996; Wollast and Chou 2001), 동해 울릉분지는 일 차생산량의 1% 이상이 퇴적물에 매장, 제거되어 다른 해 역에 비해 상당히 높은 비율을 보인다.
Berger et al. (1989)는 전 대양의 연안역과 외해에서 일 차생산력에 대한 유기탄소 플럭스 비율을 계산하였다. 전 대양의 외해에서 유기탄소 침강플럭스의 비율은 일차생산 력의 약 10%이고, 퇴적물로 축적되는 퇴적플럭스 비율은 약 1%, 재순환되는 비율은 약 0.9%, 그리고 매장되는 비 율은 약 0.1%라고 계산하였다. 울릉분지에서는 해양의 표 층에서 생산된 유기물이 퇴적물로 퇴적되는 비율이 약 4.1%로 네 배 이상 높았으며, 매장되는 비율은 약 열 배 높은 것으로 나타났다. Berger et al. (1989)는 또한 전 세 계 연안역에서의 평균도 계산하였는데, 유기탄소 침강플 럭스의 비율은 약 25%, 퇴적물로 퇴적되는 비율은 약 6.6%, 재순환하는 비율은 약 5.8%, 그리고 매장되는 비율 은 약 0.8%로 계산하였다(Table 3). 울릉분지는 수심이 깊 은 해역임에도 연안역에 더 가까운 유기탄소 순환양상을 보이고 있다.
MAR를 이용하여 구한 울릉분지 유기탄소 퇴적플럭스 와 매장플럭스는 과대추정 되었을 가능성이 있다. MAR 는 210Pb 과잉 활동도로 계산한 겉보기 퇴적속도를 이용하 여 구하였는데, 210Pb 과잉 활동도로 계산한 겉보기 퇴적 속도는 실제의 퇴적속도보다 빠르게 계산되는 것이 일반 적인 현상이다(Rember and Trefry 2005). 그래서 210Pb 과 잉 활동도로 계산한 겉보기 퇴적속도로 구한 MAR는 과 대추정이 되었고, 따라서 퇴적플럭스와 매장플럭스 또한 과대추정 되었을 것이라 판단된다. 또한, 동해 연안의 표 층에서 생산되어 울릉분지로 이동하여 퇴적물로 유입된 유기탄소와 퇴적물에 퇴적되었다가 재부유하여 이동한 유 기탄소는 고려하지 않았기 때문에 해양 표층의 생산성에 대한 유기탄소 플럭스 비율은 과대추정 되었을 가능성이 있다. 이러한 사항들을 고려하면 해양의 표층에서 생산된 유기탄소가 해저에 퇴적되고 매장되는 비율은 본 연구에 서 제시한 비율보다 조금 더 낮은 값을 가질 가능성이 있 다. 따라서 울릉분지 표층 해양의 일차생산성에 대한 퇴적 물로 유입되는 유기탄소, 재순환하는 유기탄소, 매장되는 유기탄소 비율은 전 세계 연안역 평균과 외해 평균의 중 간 정도 비율일 것으로 판단된다.
Table 3. Input flux, regenerated flux, and burial flux of organic carbon/primary production (PP) ratios in Ulleung Basin sediments. Primary production in the Ulleung Basin was about 233.6 gCm−2 yr−1 (KORDI 2007)
Open ocean and Coastal ocean are the average proportions of organic carbon fluxes to primary production in the world open ocean and coastal ocean (Berger et al. 1989)
Site
Input flux / PP ratio
Regenerated flux / PP
ratio
Burial flux / PP ratio Open ocean 0.010 0.009 0.001 Coastal ocean 0.066 0.058 0.008
D2 0.047 0.034 0.013
D3 0.034 0.025 0.009
D4 0.042 0.031 0.011
Ave. UB 0.041 0.030 0.011
수심이 낮은 연안역에서는 유기탄소 플럭스가 높은 값 을 보이지만, 탄소순환 속도가 빨라서 실질적인 탄소의 저 장고로서의 역할은 크지 않다. 이에 반해 심해는 아주 효 율적으로 탄소를 저장하고 매장하는 역할을 한다. 비록 본 연구에서 울릉분지의 유기탄소 플럭스가 과대추정 되었다 고 판단되지만, 울릉분지는 수심이 2,000 m 넘는 심해임 을 감안하면 탄소를 해저와 퇴적물에 저장하는 효율이 아 주 높은 해역이다. 이는 동해 울릉분지가 남빙양과 더불어 전 지구적 탄소순환에서 큰 역할을 담당하고 있고, 미래의 기후변화 예측을 위한 탄소순환 연구에 중요한 지역임을 시사한다.
5. 결 론
울릉분지 심해에서 퇴적물로 침강하는 유기탄소 퇴적플 럭스는 7.89~11.08 gC m−2 year−1 범위로 일차생산량의 약 3.4~4.7% 범위이다. 수층의 유기탄소가 퇴적물로 유입 되어 제거되는 유기탄소 매장플럭스는 2.02~3.10 gC m−2 yr−1범위로 일차생산량의 약 0.9~1.3%이다. 산소소모율로 추정한 유기탄소 재순환플럭스는 6.22~6.90 gC m−2 yr−1 범위로 일차생산력의 2.6~2.9% 범위이며, 퇴적물에 퇴적 된 유기탄소의 약 66%가 수층으로 되돌려지는 것으로 추정된다. 그러나 울릉분지 퇴적물은 심해임에도 유기물 재무기화에 망간-철 환원, 황산염 환원 등이 상당부분 기 여하고 있다. 퇴적물 내에서 유기탄소 수지(budget)를 균 형에 맞게 재계산한 결과, 유기탄소 재순환플럭스는 5.87~7.98 gC m−2 yr−1 범위로 일차생산력의 약 2.5~3.4%
이며, 퇴적물로 유입된 유기탄소의 약 73%가 분해되어 수 층으로 되돌려지고 있다.
동해 울릉분지 해양의 표층에서 생산된 유기탄소가 심 층으로 침강하고, 심층에서 퇴적물로 유입된 후에 수층으 로 다시 되돌려지고 일부는 퇴적물에 매장되는 비율이 대 양에 비해 월등히 높으며, 연안역 보다는 조금 낮은 비율 을 보이고 있다. 과대추정 되었을 것이라고 판단되지만 울릉분지에서는 해양 표층에서 일차생산에 의해 생산된 유기탄소의 4.1%가 퇴적물에 도달하며, 3.0%가 수층으로 되돌려지고 1.1%가 퇴적물에 매장되어 제거되고 있다.
동해가 차지하는 면적은 비록 전 해양의 0.3%에 불과하 지만 대기의 이산화탄소를 흡수하고 퇴적물에 탄소를 저 장하는 비율은 면적에 대비해 월등히 높아 효율적인 탄소 저장고로서 전 지구적인 탄소순환에서 중요한 역할을 하 고 있다.
사 사
본 논문은 제1저자의 부산대학교 이학박사학위 논문 중
일부이며, 한국해양연구원 기본연구사업 “동해 생태계 장 기변화 예측 시범연구(PE98442)”와 국토해양부의 R&D 연구사업 “심해 무인잠수정 해미래 활용기반 구축연구 (PMS184B)”의 지원에 의해 수행되었습니다. 시료 획득에 도움을 주신 한국해양연구원의 조사선 이어도호 승조원들 과 시료의 분석에 도움을 주신 김경희님께 감사드립니다.
참고문헌
강동진 (1999) 동해의 탄소 순환에 관한 연구. 박사학위 논문, 서울대학교, 159 p
김동선, 최만식, 오혜영, 김경희, 노재훈 (2009) 동해 서남해 역에서 여름철 234Th/238U 비평형을 이용한 유기탄소 침 강플럭스 추정. 한국해양학회지 「바다」 14(1):1-9 김재연, 강동진, 김응, 조진형, 이창래, 김경렬, 이동섭 (2003)
상자모형으로 추정한 동해의 생물 펌프. 한국해양학회지
「바다」 8:295-306
최유정, 김동선, 이태희, 이창복 (2009) 동해 울릉분지 퇴적물 에서 망간산화물과 철산화물 환원율 추정. 한국해양학회 지 「바다」 14(3):127-133
Anderson RF, Rowe GT, Kemp P, Trumbore S, Biscaye PE (1994) Carbon budget for the mid-slope depocenter of the Middle Atlantic Bight. Deep-Sea Res I 41:669-703 Archer D, Devol A (1992) Benthic oxygen fluxes on the
Washington shelf and slope: a comparison of in situ microelectrode and chamber flux measurement. Limnol Oceanogr 37:614-629
Armstrong RA, Lee C, Hedges JI, Honjo S, Wakeham SG (2002) A new, mechanistic model for organic carbon fluxes in the ocean based on the quantitative association of POC with ballast minerals. Deep-Sea Res II 49:219- 236
Berger WH, Smetacek VS, Wefer G (1989) Ocean productivity and paleoproductivity - an overview produtivity of the oceans present and past : report of the dahlem workshop on productivity of the ocean.
BERLIN, 1988, Life sciences research report, vol 44, Wiley & Sons, Chicherster, pp 1-34
Berner RA (1980) Early diagenesis. Princeton University Press, Princeton, 241 p
Bidle KD, Azam F (1999) Accelerated dissolution of diatom silica by marine baterial assemblages. Nature 379:508- 512
Böning P, Cuypers S, Grunwald M, Schnetger B, Brumsack HJ (2005) Geochemical characteristics of Chilean upwelling sediments at ~36oS. Mar Geol 220:1-21 Calvert SE, Price NB (1983) Geochemistry of Namibian
Shelf sediments. In: Thiede J, Suess E (eds) Coastal
upwelling: Its sediment record. Plenum Press, New York, 337-375 p
Chase Z, Anderson RF, Fleisher MQ, Kubik W (2002) The influence of particle composition and particle flux on scavenging of Th, Pa and Be in the ocean. Earth Planet Sc Lett 204:215-229
Chen CTA, Wang SL, Bychkov AS (1995) Carbonate chemistry of the Sea of Japan. J Geophys Res 100:
13737-13745
Chough SK, Lee HJ, Yoon SH (2000) Marine Geology of Korean Seas. Elsevier, Amsterdam, 313 p
Coppola L, Roy-Barman M, Mulsow S, Povince P, Jeandel C (2005) Low particulate organic carbon export in the frontal zone of the Southern Ocean (Indian sector) revealed by 234Th. Deep-Sea Res I 52:51-68
Devol AH, Christensen JP (1993) Benthic fluxes and nitrogen cycling in sediments of continental margin of eastern North Pacific. J Mar Res 51:345-372
Fisher G, Ratmeyer V, Wefer G (2000) Organic carbon fluxes in the Atlantic and the Southern Ocean:
Relationship to primary production compiled from satellite radiometer data. Deep-Sea Res II 47:1961-1997 François R, Honjo S, Krishfield R, Manganini S (2002)
Fators controlling the flux of organic carbon to the bathypelagic zone of the ocean. Global Biogeochem Cy 16(4):1087-1098
Froelich FN, Klinkhammer GP, Bender ML, Luedtke NA, Heath GR, Cullen D, Dauphin P, Hammond D, Hartman B, Maynard V (1979) Early oxidation of organic matter in pelagic sediments of eastern equatorial Atlantic:
suboxic diagenesis. Geochim Cosmochim Ac 43:1075- 1090
Gooday AJ, Pfannkuche O, Lambshead PJD (1996) An apparent lack of response by metazoan meiofauna to phytodetritus deposition in the bathyal north-eastern Atlantic. J Mar Biol Assoc UK 76(2):297-310
Hay BJ (1988) Sediment accumulation in the central western Black Sea over the past 5100 years. Paleoceanogr 3:491- 508
Hong GH, Kim SH, Chung CS, Kang DJ, Shin DH, Lee HJ, Han SJ (1997) 210Pb-derived sediment accumulation rates in the southwestern East Sea (Sea of Japan). Geo- Mar Let 17:126-132
Hong GH, Kim YI, Baskaran M, Kim SK, Chung CS (2008) Distribution of 210Po and export of organic carbon from the euphotic zone in the Southwestern East Sea (Sea of Japan). J Oceanogr 64:277-292
Hogan PJ, Hurlburt HE (2000) Impact of upper ocean- topography coupling and isopycnal outcropping in Jap/
East Sea models with 1/8o to 1/64o resolution. J Phys Oceanogr 30:2535-2561
Hyun JH, Kim D, Shin CW, Noh JH, Yang EJ, Mok JS, Kim SH, Kim HC, Yoo S (2009) Enhanced phytoplankton and bacterioplankton production coupled to coastal upwelling and an anticyclonic eddy in the Ulleung basin, East Sea. Aquat Microb Ecol 54:45-54
Jahnke RA, Reimers CE, Craven DB (1990) Intensification of recycling of organic matter at the sea floor near ocean margin. Nature 348:50-54
Kim KR, Kim G, Kim K, Lobanov V, Ponomarev V, Salyuk A (2002) A sudden-bottom water formation during the severe winter 2000-2001: the case of the East/Japan Sea.
Geophys Res Lett 29(8):1234. doi:10.1029/2001GL014498 Klaas C, Acher DE (2002) Association of sinking organic
matter with various types of mineral ballast in the deep sea: Implications for the rain ratio. Global Biochem Cy 16(4):1116. doi:10.1029/2001GB001765
KORDI (2003) Marine ecosystem responses to climate variability in the East Sea. KORDI, BSPE 825-00-1495- 3, 498 p
KORDI (2007) Carbon cycle in the East Sea I. The Ulleung Basin. KORDI, BSPE 97603-1921-1, 324 p
Lee T, Hyun JH, Mok JS, Kim D (2008) Organic carbon accumulation and sulfate reduction reates in slope and basin sediments of Ulleung Basin, East/Japan Sea. Geo- Mar Lett 28:153-159
Lowenstam HA, Weiner S (1989) On biomineralization.
Oxford University Press, New York, 324 p
Lutz M, Dunbar R, Caldeira K (2002) Regional variability in the vertical flux of particulate organic carbon in the ocean interior. Global Biogeochem Cy 16:1037-1055.
doi:10.1029/2000GB001383
Mayer LM (1994) Surface area control of organic carbon accumulation in continental shelf sediment. Geochim Cosmochim Ac 58:1271-1284
Milliman JD, Troy PJ, Balch WM, Adams AK, Li YH, Mackrnzie FT (1999) Biologically mediated dissolution of calcium carbonate above the chemical lysocline?
Deep-Sea Res I 46:1653-1669
Mitchell DA, Watts DR, Wimbush M, Teague WJ, Tracey KL, Book JW, Chang KI, Suk MS, Yoon JH (2005) Upper circulation patterns in the Ulleung Basin. Deep- Sea Res II 52:1617-1638
Nelson MD, Anderson RF, Baeber RT, Brzezinski MA, Buesseler KO, Chase Z, Collier RW, Dickson M, François R, Hiscock MR, Honjo S, Marra J, Martin WR, Sambrotto RN, Sayles FL, Sigmon DE (2002) Vertical budgets for organic carbon and biogenic silica in the
Pacific sector of the Southern Ocean, 1996-1998. Deep- sea Res II 49:1645-1674
Park SC, Yoo DG, Lee GH, Lee HH (1999) Accumulation of recent muds associted with coastal circulations, southeastern Korea Sea (Korea Strait). Cont Shelf Rea 19:589-608
Reimers CE, Jahnke RA, McCorkle DC (1992) Carbon fluxes and burial rates over the continental slope and rise off central California with implications for the global carbon cycle. Global Biogeochem Cy 6:199-224
Rember R, Trefry J (2005) Sediment and organic carbon focusing in the Shelikof Strait, Alaska. Mar Geol 224:83-101
Sabine CL, Feely RA, Gruber N, Key RM, Lee K, Bullister JL, Wanninkhof R, Wong CS, Wallace DWR, Tilbrook B, Miller FJ, Peng TH, Kozyr A, Ono T, Rios AF (2004) The oceanic sink for anthropogenic CO2. Science 35:367-371
Senjyu T, Shin HR, Yoon JH, Nagano Z, An HS, Byun SK, Lee CK (2005) Deep flow field in the Jap/East Sea as deduced from direct current measurements. Deep-Sea Res II 52:1726-1741
Seung YH, Yoon JH (1995) Some features of winter convection in the Japan Sea. J Oceanogr 51:61-73 Ståhl H, Tengberg A, Brunnegard J, Hall POJ (2004)
Recycling and burial of organic carbon in sediments of the Porcupine Abyssal Plain, NE Atlantic. Deep-Sea Res I 51:777-791
Teague WJ, Tracey KL, Watts DR, Book JW, Chang KI, Hogan PJ, Mitchell DA, Suk MS, Wimbush M, Yoon JH (2005) Observed deep circulation in the Ulleung Basin.
Deep-Sea Res II 52:1802-1826
Trull T, Bray S, Manganini S, Honjo S, Francois R (2001) Moored sediment trap measurement of carbon export in the Sub-antarctic and Polar Frontal Zones of the Southern Ocean, south of Australia. J Geophys Res
106:31489-31509. doi:10.1029/2000JC000308
Tsunogai S, Watanabe Y, Harada K, Watanabe S, Saito S, Nakajima M (1993) Dynamics of the Japan Sea deep water studied with chemical and radiochemical tracers.
In: Teramoto T (Ed) Deep Ocean Circulation, Physical and Chemical Aspects. Elsevier Oceanography Series Vol 59, pp 105-119
Van Weering TCE, Stigter HCD, Balzer W, Epping EHG, Graf G, Hall IR, Helder W, Khripounoff A, Lohse L, McCave IN, Thomsen L, Vangriesheim A (2001) Benthic dynamics and carbon fluxes on the NW European continental margin. Deep-Sea Res II 48:3191-3222 Wollast R, Chou L (2001) The carbon cycle at the ocean
margin in the northern Gulf of Biscay. Deep-Sea Res II 48:3265-3293
Yeager KM, Santschi PH, Rowe GT (2004) Sediment accumulation and radionuclide inventories (239,240Pu,
210Pb and 234Th) in the northern Gulf of Mexico, as influenced by organic matter and macrofaunal density.
Mar Chem 91:1-14
Yoo S, Kim H (2004) Suppression and enhancement of the spring bloom in the southwestern East Sea/Japan Sea.
Deep-Sea Res II 51:1093-1111
Zou H, Yu X (1985) Determination of 210Pb in marine sediments and its application to geochronology. Acta Oceanol Sin 4(3):420-410
Zúñiga D, Calafat A, Sanchez-Vidal A, Canals M, Price B, Heussner S, Miserrocchi S (2007) Particulate organic carbon bufget in the open Algero-Balearic Basin (Western Mediterranean): Assessment from a one-year sediment trap experiment. Deep-Sea Res I 54:1530-1548
Received May 3, 2010 Revised May 31, 2010 Accepted Jun. 10. 2010
