1. 서론
2. 연구 지역 개관 및 시료 채취 지점
3. 연구 방법
4. 연구 결과
5. 토의
1) 몽골 북부 지역의 고기후 변화
2) 시기별 퇴적률, 입도 및 대자율 변화
3) 기후 변화에 따른 풍성 퇴적층의 발달 과정
6. 결론
1. 서론
시베리아 고기압은 동아시아, 나아가 전지구적인 기후에 영향을 주는 주요 기단으로 세력이 왕성한 북반구 겨울철에는 그 중심이 몽골 북부와 바이칼 호수 지역에 위치한다. 시베리아 고기압이 미치는 전세계적인 영향 정도와 직접적인 영향권인 동아시아 지역에 거주하는 인구 규모를 고려하였을 때 시베리아 고기압의 중심 주변 지역의 기후변화에 대한 연구는 매우 중요하다.
동아시아 지역의 여름과 겨울 계절풍의 강도는 서로 반대로 변화하며 겨울 계절풍이 강할 때 건기가 뚜렷하게 나타나는 것으로 알려져 있다(An et al., 1991; Li et al., 1988). 이와 달리, 일부의 연구에서는 겨울 계절풍과 건조 기후의 연관성이 나타나지 않는다는 증거가 보고되고 있다(Feng et al., 1998, 2004, 2005, 2006; Gasse et al., 1991; Porter and An, 1995).
현재 동아시아 여름 계절풍의 서쪽 한계는 몽골 동쪽의 중국과의 국경 인근으로 알려져 있지만(An, 2000; Chen et al., 2008; Herzschuh, 2006; Wang and Feng, 2013), 제4기 동안 여름 계절풍의 한계선 변화에 대해서는 여전히 논쟁으로 남아있다(Shi, 2002; Rudaya et al., 2009; Tian et al., 2013).
몽골과 남시베리아 지역의 많은 고기후학적 연구는 대부분 호수퇴적층을 통해 이루어지고 있다(Feng et al., 2004, 2005, 2013; Gunin et al., 2013). 하지만 몽골 북부 지역은 호수가 몽골 남부의 고비 지역이나 서부 알타이 지역에 비해 적어 호수퇴적층만을 이용해 고기후를 복원하는데 어려움이 있다. 반면 몽골 북부 지역은 몽골의 타 지역에 비해 상대적으로 풍성 퇴적층이 잘 발달되어 있다. 풍성 퇴적층은 퇴적 당시의 풍향과 풍속을 포함하는 바람장(wind regime)의 변화와 이에 따른 풍성 퇴적물의 이동 과정에 대한 변화를 유추할 수 있다는 장점이 있지만 이를 활용한 연구는 중국 황토 고원(Chinese loess plateau; An et al., 1991; Hovan et al., 1989; Liu and Ding, 1998)에서 집중적으로 진행된데 비해 몽골 북부 지역에서는 제한적이며, 일부 러시아 연구자들의 결과물을 제외하면 최근에 이르러 연구가 본격적으로 시작되었다(Dash and Tumurbaatar, 2000; Dordschgotov, 1992; Feng et al., 2007; Grunert et al., 2000; Grunert and Lehmkuhl, 2004; Ma et al., 2013).
본 연구에서는 몽골 북부 지역에 분포하는 풍성 퇴적층에 대한 연대측정과 층서학적 조사를 통해 플라이스토세 후기부터 홀로세에 이르는 기간 동안 풍성 환경 변화를 복원하고자 하였다. 이를 위해 총 5개 지역의 퇴적층에서 OSL 연대측정(optically stimulated luminescence dating)과 입도 분석(grain size analysis), 대자율(magnetic susceptibility) 측정을 수행하였다.
2. 연구 지역 개관 및 시료 채취 지점
몽골은 중앙아시아의 동북부에 위치하며, 동경 87°45'- 119°56', 북위 41°34'-52°09'에 위치한 지역이다. 몽골의 남부 지역은 고비 사막으로 알려진 건조 지역이 나타나며 동부는 저기복의 넓은 평지가 나타난다. 서부의 알타이(Altai) 산맥과 중앙부의 항가이(Khangai) 산맥의 고지대가 나타나며 북부의 헨티(Khentei), 북서부의 사얀(Sayan) 산맥이 편서풍을 막아 이들 산맥의 비그늘에 해당하는 몽골 지역은 강수량이 제한적이다.
몽골의 일반적인 기후는 연교차가 큰 대륙성 기후의 특성이 매우 강하게 나타나며 지역별로도 기온과 강수량에서 큰 차이를 보인다. 연평균기온(mean annual temperature)은 북부(-10°C)와 남부(10°C) 사이에 약 20°C의 차이를 보이며 북부는 습윤-아습윤(humid or semi-humid) 환경인데 비해, 중부는 건조(arid), 남부는 건조-극건조(arid to hyper -arid) 환경이 나타난다. 겨울철은 시베리아 고기압으로부터 서북서 방향의 바람이 영향을 크게 미치며 강설이 동반되기도 한다. 강설량은 매우 적지만 낮은 기온으로 인해 적설(snow cover)은 북부 지역은 120-150일간, 동부 스텝 지역은 70-120일, 남부 고비 지역은 30-60일간 유지된다(Batima et al., 2005). 연강우량의 85% 정도는 4월부터 9월사이에 나타나며 특히, 7월에서 8월 사이에 가장 많은 강우량이 집중된다(Batima et al., 2005).
이 지역의 식생 역시 기후대의 분포 특성에 따라 남북의 차이가 뚜렷하게 나타난다. 몽골 북부와 중앙부의 고산지역을 중심으로 침엽수 중심의 타이가(taiga) 식생이 나타나며 점차 남쪽으로 오면서 침엽수와 낙엽활엽수가 혼재된 식생(light taiga)이 나타난다. 중앙부의 저지대에서는 스텝과 스텝-삼림 혼재 식생(forest-steppe)이 주로 나타나며 남부 지역으로 올수록 스텝-사막(steppe-desert), 사막이 순서대로 나타난다(Gunin and Vostokova, 2005; Hilbig, 1995; Wesche et al., 2016).
다양한 지형과 기후 및 식생이 나타나는 몽골은 크게 다음과 같이 5개의 지역으로 나눌 수 있다(Klinge and Sauer, 2019). 가장 먼저, 몽골 동부 스텝 지역은 아습윤-아건조 기후가 나타나는 지역으로, 다수의 습지가 분포하는, 넓고 평탄한 분지로 이루어져 있다. 두 번째, 몽골 남부의 고비 지역은 아건조-건조한 기후가 나타나는 지역으로 이 지역에서는 높은 산과 넓은 분지에 스텝 혹은 사막 식생이 나타난다. 세 번째, 몽골 서부의 몽골-알타이 지역은 아습윤-건조 환경으로 빙하가 남아 있는 고산, 대규모 호수가 분포하는 스텝, 스텝-삼림 혼재 식생이 주로 나타난다. 네 번째, 몽골 중앙부의 항가이 산맥 지역은 아습윤-아건조 환경의 지역으로 높은 산과 산간 분지에 스텝 식생이 주로 나타나는 지역이다. 마지막은 훕스골(Khuvsghul) 호수 지역에서 헨티 산맥 지역을 아우르는 몽골 북부 지역으로 저구릉성 산지와 소규모 계곡을 따라 타이가와 스텝이 나타나는 습윤-아습윤 지역이다.
연구 지역은 이 중 몽골 북부 지역에 해당한다. 몽골 울란바토르에서 몽골과 러시아 국경 인근의 수흐바타르 사이의 약 300km 거리의 지역은 몽골 중부 항가이 산맥에서 기원한 오르혼(Orkhon) 강과 셀렝게(Selenge) 강, 헨티 산맥에서 기원한 하라(Kharra) 강에 의해 형성된, 넓은 저기복 지대가 분포하고 있다. 남북 혹은 남서-북동 방향의 산지 사이에 위치한 이 지역은 범람원이 넓게 발달해 있으며 여기에서 기원한 풍성 퇴적층이 인근 하안단구와 산록부를 따라 두껍게 쌓여 있어 ‘Baikal-Ulaanbaatar loess covered corridor’(Feng, 2001; Khosbayar, 1989)로 불리기도 한다. 반복적인 겨울 계절풍과 여름 계절풍의 영향을 받은 중국 황토고원의 풍성 퇴적층과 달리 이 지역의 풍성 퇴적층은 여름 몬순의 영향을 거의 받지 않는 것으로 알려져 있어(Feng et al., 2007) 시베리아 고기압의 변화에 의한 겨울 몬순의 강도 변화만을 온전하게 복원할 수 있다는 장점이 있다.
현지 답사를 통해 연구 지역 중 풍성 퇴적층이 뚜렷하게 발달한 총 5개 지점을 선정하여 시료를 채취하였다(그림 1). 가장 남쪽의 시료 채취 지점은 울란바토르와 다르항의 중간에 위치하는 바양골(Bayangol, BYG, 그림 2) 지역의 약 4m 두께의 퇴적층 노두로 깊이 1.5m 까지는 어두운 색으로 발달한 유기물층과 밝은 색의 풍성 퇴적층이 반복적으로 발달하며 깊이 1.5-2m 구간에서는 단단한 탄산염층이 발달해 있는 특징을 볼 수 있다. 깊이 2m 이하의 구간에서는 고화가 진행된 모래층으로 구성되어 있다. 이 퇴적층에서는 10cm 간격으로 입도 분석 및 대자율 측정용 시료를 채취하였으며 퇴적상을 고려하여 총 9점의 OSL 연대측정용 시료를 채취하였다.
두 번째 지점은 다르항(Darkhan, DRH, 그림 2) 인근에 위치한 약 5.5m 두께의 퇴적층으로 모래로 이루어진 본 연구의 다른 시료 채취지점 퇴적층과 달리 세사(fine sand) 혹은 실트(silt) 함유량이 높은 특징을 가지고 있다. 이 퇴적층에서는 깊이 1m 지점을 중심으로 1~2매의 유기물층이 나타나며 이 유기물층과 기반암은 연결되는 최하단의 모래층을 제외하고는 뚜렷한 층서가 확인되지 않는다. 이 퇴적층에서는 20cm 간격으로 입도 분석 및 대자율 측정용 시료를 채취하였고 총 7점의 OSL 연대측정 시료를 채취하였다.
세 번째 지점은 다르항과 수흐바타르 사이에 위치한 자블란트(Javkhlant, JGL) 지역에 분포하는 1.5m 두께의 퇴적층으로 얇은 퇴적층 두께에도 불구하고 뚜렷한 2매의 유기물층이 확인되는 것이 특징이다. 이 퇴적층에서 10cm 간격으로 입도 분석 및 대자율 측정용 시료를 채취하고 총 5점의 OSL 연대측정용 시료를 채취하였다.
네 번째 지점은 수흐바타르 시 남쪽 지역에 분포한 두께 약 5.5m의 퇴적층(Sukhbaatar, SHB, 그림 2)으로 상부 1m 내에 나타나는 각각 1매의 두꺼운 유기물층과 탄산염층을 제외하면 동질적인 모래로 구성된 퇴적층이다. 이 퇴적층에서는 50cm 간격으로 입도 분석용 시료를 채취하고 총 5점의 OSL 연대측정용 시료를 채취하였다. 이 퇴적층에서는 대자율 측정을 생략하였다.
마지막 지점은 수흐바타르 시 동쪽, 수흐바타르와 알탄불락 사이에 분포하는 두께 5m내외의 퇴적층(Altanbulag, ATB, 그림 2)으로 이 퇴적층의 기저에는 왕자갈(Cobble) 크기의 아원력-아각력이 나타나는 점이 다른 시료 채취 지점의 퇴적층과 구분되는 특징이다. 깊이 약 2m 지점에서 두꺼운 유기물층이 1매 존재하며, 두께가 제각기 다른 탄산염층은 각각 깊이 0.5-1m, 2.5-2.7m, 4-4.1m 구간에 나타나 본 연구의 시료 채취 지점 중 가장 다양한 퇴적상 변화를 보이고 있다. 이 퇴적층에서는 10cm 간격으로 입도 분석 및 대자율 측정용 시료를 채취하고 총 11점의 OSL 연대측정용 시료를 채취하였다.
시료 채취 지점들은 현재 하천과의 비고 및 거리를 고려하였을 때 이들 퇴적물은 하천에 의해 퇴적되기는 어려운 것으로 판단되며 바람이 유일한 매개체로 작용한 것으로 판단된다. 입도가 인근의 범람원과 유사하거나 작은 크기의 입자로 구성되어 있지만 대부분 모래 크기인 점으로 미루어 보아 이동거리는 멀지 않고 인근의 범람원에서 이동해온 것으로 보인다.
3. 연구 방법
본 연구에서는 OSL 연대측정을 통해 퇴적층의 형성시기를 파악하였다. OSL 연대측정은 무기광물이 주변에서 방출되는 자연방사선에 의해 광물 내에 축적된 에너지가 빛과 같은 외부 자극에 의해 빛의 형태로 방출되는 현상을 이용하여 광물이 마지막으로 햇빛 혹은 열에 노출된 이후로의 시간을 측정하는 방법으로 지형학, 지질학, 고고학 등의 분야에서 널리 사용되는 연대측정법 중 하나이다. OSL 연대측정은 대상 광물이 이동-퇴적되는 과정에서 햇빛에 충분히 노출되어 기존에 축적된 루미네선스 신호를 잃어버리는 과정(beaching)이 연대측정 결과의 신뢰도에 큰 영향을 주게 되는데 본 연구에서 대상으로 하고 있는 풍성 퇴적층은 유수 혹은 파랑에 의한 퇴적층에 비해 기존 신호 제거 과정이 훨씬 효율적으로 발생하는 것으로 알려져 있다.
OSL 연대측정은 주로 석영 혹은 장석을 대상 광물로 이용하는데 본 연구에서는 가장 흔히 일반적인 대상 광물인 석영을 이용하였다. 석영을 대상으로 하는 OSL 연대측정은 장석을 이용할 경우에 비해 연대측정 가능 범위가 낮다는 단점이 있지만 발생하는 루미네선스 신호의 특성이 잘 정의되어 있어 연대 산출 과정이 단순하고 연대 결과의 신뢰도 또한 장석에 비해 높다는 장점이 있다.
채취한 퇴적물 시료는 빛에 노출되지 않은 상태로 암실로 옮겨 90-250μm의 입자를 분리한 다음, 10%의 Hcl과 10%의 H2O2를 이용하여 탄산염과 유기물을 제거하였다. 48%의 HF를 이용하여 석영을 제외한 광물을 제거한 후 순수한 석영을 대상으로 OSL 연대측정을 시행하였다.
OSL 연대측정은 크게 마지막으로 햇빛에 노출된 이후 광물 내 축적된 방사선량(등가선량, Equivalent dose)과 대상 광물의 주변에서 방출되는 단위 시간당 방사선량(연간선량, Dose rate)을 이용하여 계산된다. 등가선량 측정은 한국기초과학지원연구원에 설치, 운용되고 있는 Automated TL/OSL reader(risø DA-20)를 이용하였으며 단일시료재현법(Single aliquot regenerated dose protocol; Murray and Wintle, 2003)을 통해 결정하였다. 연간선량은 고분해능 감마스펙트로미터를 이용하여 주변 퇴적층 내 40K, 238U, 230Th와 같은 방사성 동위원소의 함량을 측정한 다음, 이들의 붕괴 과정에서 방출되는 방사선량과 우주선(cosmic ray)량을 합산하여 산출하였다. 본 연구에서 각 방사성 동위원소에서 기인하는 방사선량은 Adamiec and Aitken (1998)이 제시한 전환 계수(conversion factor)에 따라 계산하였으며 우주선량은 Prescott and Hutton(1994)가 제시한 방법에 따라 시료의 깊이, 시료 채취 지점의 위도와 경도를 고려하여 계산하였다.
입도 분석은 레이저 회절 방식을 이용한 입도분석기(HELOS, Sympatec)를 이용해 각 시료별로 3회 반복하여 측정하였다. 측정 결과는 Gradistat 9.1(Blott and Pye, 2001)을 이용해 중앙값(median or D50)을 산출하였다.
대자율은 이중 주파수 센서(MS2B, Bartington)를 이용해 각 시료별로 3회 측정하여 평균값을 산출한 후 시료 질량을 이용하여 보정하였다.
4. 연구 결과
각 시료 채취 지점의 OSL 연대 결과는 다음과 같다(그림 3).
각 시료 채취 지점 별로 나누어 보면 BYG 퇴적층은 39.0 ±2.2-1.7±0.1ka에 형성되었으며 전체적으로 상향 세립화 경향을 확인할 수 있지만 특히 깊이 1-1.3m 구간의 유기물층에서 50μm 내외로 주변과 구분될 정도의 세립질 퇴적층이 확인되었다. 대자율은 전 구간에서 비교적 일정한 값(~120×10-7 cm3/g)을 보이지만 깊이 1.5-1.9m의 탄산염층을 중심으로 비교적 낮은 측정값(~60×10-7 cm3/g)을 보이고 있다.
26.5±4.9-0.4±0.1ka의 연대 범위를 가진 DRH 퇴적층의 입도 분석 결과는 평균 80μm 내외의 입자 크기로 전 구간에 걸쳐 비교적 동일한 입도 특성을 보이고 있다(그림 4). 주로 직경 63.5μm 이하의 실트로 구성된 일반적인 뢰스퇴적층과 달리 이 퇴적층은 실트의 비율은 20% 내외에 불과하며 대부분의 퇴적물이 63.5-125μm 범위의 극세사(very fine sand)로 구성되어 있다는 차이가 있다. 하지만 이 퇴적층은 대부분 세사(fine sand)에서 중사(medium sand)로 이루어진 다른 시료 채취 지점과 달리 연구 대상 퇴적층 중 가장 세립질의 입자로 구성되어 있다는 점에서 뚜렷한 차이를 보이며 이 퇴적층의 평균 입자 크기는 가까운 범람원 퇴적물의 평균 입자 크기(~92μm)와 유사하다는 특징이 있다. 대자율은 대체적으로 상부로 갈수록 높아지는 특징이 있다.
JGL 퇴적층은 14.0±2.2-0.2±0.1ka에 형성되었으며 전체적으로 상향조립화되는 특징이 관찰된다. 그 중 2매의 유기물층에서는 비교적 세립질 입자로 구성되는 반면, 분급은 커지는 특징이 확인된다. 대자율 역시 상부로 갈수록 높아지는 경향을 보이며 특히 깊이 50cm 지점의 유기물층에서 가장 높은 값이 측정되었다.
SHB퇴적층은 44.5±4.9-11.0±1.2ka에 형성되어 본 연구의 퇴적층 중 가장 오래된 연대를 보인 퇴적층이다. 이 퇴적층은 대체적으로 63.5-125μm의 극세사가 주를 이루고 있고 0-20%의 조사(coarse sand)와 5-20%의 실트가 포함되어 있다. 전체 퇴적층 중 깊이 3m 지점이 평균 350μm로 가장 조립한 것으로 확인되었으며 그 외의 지점은 대부분 100-250μm의 평균 입자 크기로 확인되었다.
마지막 ATB 퇴적층은 29.6±2.2-0.2±0.1ka의 연대 결과를 보인다. 이 퇴적층의 입도 특성은 전체 퇴적층에서 평균 250μm 크기로 비교적 동질적인 것으로 확인되었다. 깊이 3.7m 구간을 경계로 그 아래 구간에서는 상부로 올수록 대자율 측정값이 높아지지만 3.7m에서 지표로 가까울수록 다시 낮아지는 형태로 나타났다.
5. 토의
1) 몽골 북부 지역의 고기후 변화
Owen et al.(1997, 1998)은 몽골 남부 고비 사막에 위치한 선상지에서 토양 형성 과정을 관찰한 결과 40-23ka 동안 습윤한 환경이 지속되었으며 22-15ka 동안은 서늘한 기후조건에서 영구동토층이 발달하였다가 13-10ka 사이에 융해된 것을 확인하였다. Komatsu et al.(2001)과 Yu et al. (2019)은 몽골 남부 Orog nuur의 호수 퇴적층을 분석한 결과 35-24ka의 시기(≒Marine Isotope Stage 3) 동안은 습윤한 환경이 유지되었으나 24-11ka사이의 시기 동안은 여러 번의 건조기가 반복되는 기후를 확인하였다.
몽골 서부 지역에 위치한 Bajan Nuur 호수의 수위 변동을 복원한 연구(Naumann and Walther, 2000) 또한 40ka 전에 현 호수위 대비 75-80m 높은 수위를 보였으며 이후 13.2ka까지 지속적으로 낮아진 것으로 나타났다.
이와 유사한 시기에 몽골을 포함한 중앙아시아 전역에서 습윤한 환경이 있었음을 보여주는 자료는 Gaxun Nuur basin(Wünnemann et al., 2007), Kanas basin(Xu et al., 2009), Wulagai lake (Yu et al., 2014)와 같은 호수퇴적물 뿐만 아니라 Tengger 사구퇴적층(Lehmkuhl and Haselein, 2000), Shaamar 뢰스층(Feng et al., 2007; Ma et al., 2013)과 같은 풍성 퇴적층을 통해서도 확인된다. 이러한 습윤 환경은 항가이 산맥의 빙하 성장으로 나타나기도 하였다(Lehmkuhl et al., 2018; Rother et al., 2014).
Orog nuur에서 24-11ka 사이에 나타난 건조 환경 역시 Luanhaizi Lake(Mischke et al., 2005), 내몽골 지역의 Wuliangsu lake(Yu et al., 2019)와 같이 몽골과 중국 서부를 포함하는 지역 일대에 걸쳐 확인된다.
표 1.
플라이스토세 후기 몽골 주변 지역의 기후 변화 선행 연구 결과
| Area | Period (ka) | Condition | Reference |
|
Gobi (South Mongolia) | 23-40 | Humid | Owen et al.(1997) |
| 15-22 | Cool (permafrost developed) | Owen et al.(1998) | |
| 10-13 | Warm (permafrost degradation) | ||
|
Orog Nuur (Khangai-Gobi) | 24-35 | Humid | Yu et al.(2019) |
| 11-24 | Cool and Dry | ||
|
Bajan Nuur (West Mongolia) | 13.2-40 | Dry (Lake shrank) | Naumann and Walther(2000) |
| Khentey Mt. | 30-59 (MIS3) | Cool and Wet | Khandsuren et al.(2019) |
| 11-30 (MIS2) | Cold and Dry | ||
| Khangai Mt. | 32-40 (MIS3a) | Cool and Wet | Lehmkuhl et al.(2018) |
| (MIS2) | Cold and Dry | ||
| Uvs Nuur | (MIS2) | Cold and Dry | Grunert et al.(2000) |
| Baikal (Kotokel) | 22-24 | Coldest and Driest | Tarasov et al.(2019) |
| South Siberia | 25-30 (MIS3) |
2-4°C MAT Colder 200-400 mm lower precipitation than present | Chlachula(2003) |
| 19-21 |
9-10°C MAT Colder 250 mm lower precipitation than present | ||
| Northern Eurasia | ~18 (LGM) |
1-15°C Colder 50-750mm Lower precipitation than today | Tarasov et al.(1999) |
플라이스토세 말기의 기후 변화 외 홀로세의 기후 변화도 역시 다양한 자료를 통해 확인할 수 있다. 특히 훕스골 호수의 수위를 대상으로 한 연구가 다양한 연구자에 의해 진행되었으며 공통적으로 지난 빙기 이후 홀로세 초기까지 강수량 증가(Prokopenko et al., 2005) 혹은 기온 상승에 따른 빙하 융빙수의 유입(Fedotov et al., 2004)으로 인해 지속적인 수위 상승이 있었던 것으로 추정하고 있으며 최고 수위는 현 호수 수위보다 6m 높았던 것으로 판단하기도 하였다(Orkhonselenge et al., 2013).
연구 지역 인근의 Gun nuur 호수(그림 1)에서도 호수퇴적층 내 화분(Feng et al., 2013), 지화학 분석(Wang et al., 2004), 규조(Feng et al., 2005) 등의 다양한 프록시 자료를 이용해 과거 환경을 복원하였다. 높은 탄산염 함량이 나타나는 10.5-8.5ka의 홀로세 초기에 지금보다 높은 호수 수위가 확인되어 이 시기에 한랭 건조한 환경에서 온난 습윤한 환경으로 전환되었을 것으로 추정하거나(Wang et al., 2004), 8.5ka 이후로 증발산량이 증가하여 호수위가 감소된 것으로 보았다(Zhang et al., 2012). 홀로세 후기에 이르러 높은 대자율이 나타나는 4.0-3.5, 3.0-2.3, 1.8-1.5 ka의 시기에 습윤한 환경을 보였으며, 그에 따른 높은 식생 밀도, 토양 침식량 감소로 인한 호수 퇴적층의 퇴적 속도 감소 등이 관찰되기도 하였다(Wang et al., 2004).
연구지역 인근 Shamaar 지역의 풍성 퇴적층(그림 1) 내에 존재하는 고토양에 대한 분석을 통해 홀로세 초기(16.3-9.7 ka) 동안 온난 습윤한 환경이었다가(Feng et al, 2005; 2007), 그 이후 3.1 ka까지 건조기가 지속된 것으로 해석하였다(Wang and Feng, 2013). Ma et al.(2013)은 이들과 같은 지점에서 화분 분석을 통해 15-12ka 사이에 기온은 증가한 반면, 습도가 감소하는 환경이 지속되었으며, 지난 3ka 이후로 타이가 식생이 나타나는 한랭 습윤한 환경이 나타난 것으로 해석하였다.
역시 연구지역 인근 헨티산맥 지역 토탄층의 화분, 규조, 지화학 분석을 통해 8.4ka까지의 홀로세 초기 동안 건조하였으며, 홀로세 중기는 전체적으로 습윤한 환경 중에 일시적(6.4-5.8ka) 건조 환경이 있었으며 2.8ka 이후 다시 습윤한 환경으로 변환된 것으로 추정되기도 하였다(Fukumoto et al, 2012).
2) 시기별 퇴적률, 입도 및 대자율 변화
OSL 연대측정 결과, 전체 퇴적층은 약 45ka 이후로 형성된 것으로 확인되며 ATB 퇴적층을 제외한 나머지 4개 지점의 퇴적층은 비교적 유사한 깊이-연대의 관계를 보인다. 시기별 퇴적률을 확인하기 위해 OSL 시료 채취 지점간의 깊이 차를 연대차로 나누어 퇴적률을 계산하였다. 그 결과 지점에 따라 약간의 시기 차이가 확인되지만 대략적으로 27-18ka와 5-0ka 사이에 뚜렷하게 높은 퇴적률이 확인되어 45ka 이후 현재까지 크게 두 번의 풍성 퇴적층 성장기가 있었음을 확인할 수 있다(그림 5).
입도 분석 결과와 대자율 측정 결과는 퇴적층에 따라 평균입자의 크기 및 대자율 측정값이 상이하기 때문에 시기별 변화를 파악하기가 쉽지 않다. 따라서 각 지점 퇴적층 시료의 입도와 대자율 측정값의 평균값과 표준편차를 이용하여 표준화하여 도시하였다(그림 6). 표준화된 입도 분석 결과에 따르면 약 15-5ka 사이는 비교적 낮은 값을 보여 대체적으로 세립질 퇴적물로 구성되어 있으며 45-0ka의 전체 시기 중 이 시기를 제외한 시기는 상대적으로 조립질의 퇴적물이 공급된 것으로 확인되었다. 풍속이 강할수록 입자 크기가 큰 물질이 이동할 수 있다는 점을 고려하면 15-5ka 시기에 상대적으로 약한 풍속이 나타났던 것으로 해석할 수 있다. 대자율을 살펴보면 20-10ka의 시기에 상대적으로 낮은 값을 보인다. 일반적으로 높은 대자율값은 상대적으로 습윤한 환경을 지시하고 낮은 대자율값은 건조한 환경을 지시한다는 점을 감안하여 연구 지역의 대자율 측정값을 해석하면 45ka 이후로 비교적 습윤한 환경을 유지하다가 20ka 이후 건조화되고 10ka 이후 다시 습윤한 환경으로 전환되었음을 알 수 있다.
3) 기후 변화에 따른 풍성 퇴적층의 발달 과정
연구 지역의 풍성 퇴적층의 발달과정을 시기별 입도 및 대자율 변화와 기존 연구 결과를 고려하여 퇴적 당시의 환경을 추정하면 27ka 이전 시기는 상대적으로 습윤한 환경에서 하천을 통해 공급된 퇴적물이 범람원을 형성하였던 것으로 추정할 수 있다. 27ka 이후 점차 건조해지면서 강한 풍속으로 이전에 쌓였던 범람원의 퇴적물이 주변으로 이동, 퇴적되기 시작하였으며 이런 과정은 18ka까지 지속된 것으로 추정된다. 18ka 이후에는 건조한 환경이 지속되었지만 이전에 비해 비교적 풍속이 약해져 이전과 같이 활발한 풍성 퇴적층 발달은 진행되지 않은 것으로 보인다. 습윤한 기후로 전환되기 시작한 10ka 이후로도 여전히 풍속이 낮아 효과적인 풍성 퇴적층의 발달은 발생하지 않았으며 5ka 이후에 이르러서야 습윤한 환경과 강한 풍속 조건에서 풍성 퇴적층이 다시 발달할 수 있었던 것으로 추정할 수 있다. 이 시기의 풍성 퇴적층 발달은 습윤환경에서 발생한다는 점에서 그 이전(27-18ka)의 건조 환경 아래에서의 풍성 퇴적층 과정과는 차이가 있다. 27-18ka 시기에는 강한 풍속과 건조도가 증가하는 환경에서 공급되는 풍성 퇴적물 양이 늘어난 것에 비해 5-0ka 시기는 화분 분석 결과에서 이 지역이 습윤해지며 타이가 식생 정착이 확인되는 시기(Ma et al., 2013)로, 상대적으로 습윤한 환경에서 식생이 지표면을 피복하고 이 식생의 트랩 효과로 인한 것일 가능성이 높다. 특히 5개 퇴적층에서 확인되는 유기물층이 대부분 5ka 이후에 집중적으로 형성된 것은 당시 식생 밀도와 연관성이 높을 것으로 판단된다.
6. 결론
몽골 북부 지역에 분포하는 5개 지점의 퇴적층을 대상으로 OSL 연대측정을 통한 퇴적률을 파악한 결과 45ka 이후 현재까지 기간 중 27-18ka와 5-0ka 두 번의 집중적인 퇴적시기가 있었던 것으로 확인되었다. 입도 분석을 통해 퇴적 당시의 풍속을 추정하면 이 두 시기는 공통적으로 강한 풍속 환경이었던 것으로 해석된다. 대자율을 통해 습윤/건조도를 파악하면 첫 번째 풍성층 형성시기인 27-18ka의 시기는 이전의 습윤한 환경에서 건조한 환경으로 전환되던 시기이며, 두 번째 풍성층 형성시기인 지난 5ka 이후 현재까지의 시기는 그 이전에 비해 상대적으로 습윤한 환경인 것으로 파악되었다. 이 지역의 고기후에 관한 기존 연구 결과를 고려하면 27ka 이전의 습윤한 환경에서 강우 혹은 융빙수를 통해 다량의 퇴적물이 범람원으로 공급되고 27-18ka 시기 동안 건조화되며 바람에 의한 퇴적물의 이동이 가속화되었을 것으로 추정된다. 반면 18-5ka 시기 동안에는 건조하지만 상대적으로 풍속이 약해지며 이전보다 풍성 퇴적층 발달이 정체된 것으로 보인다. 지난 5ka 이후로 다시 습윤한 환경에서 식생이 정착하게 되면서, 그로 인한 풍성 퇴적물의 트랩 작용이 효과적으로 일어날 수 있는 환경에서 두 번째 풍성 퇴적층 형성기가 나타난 것으로 추정된다.
본 연구에서는 OSL 연대측정 외 입도 분석과 대자율 측정과 같이 기초적인 분석만을 수행하여 상세한 고기후 변화 과정과 원인을 충분히 파악하지 못하였다는 한계를 가진다. 추후 연구에서는 퇴적층 내 발달해 있는 유기물층과 탄산염층의 형성 과정에 대해 보다 상세한 연구를 통해 객관적이고 종합적인 고기후 변화와 지형 발달 과정의 관계를 파악해 볼 필요가 있으며, 나아가 시베리아 고기압의 중심부인 본 연구 지역과 주변부에 해당하는 우리나라의 기후 변화의 연관성에 관해 추가적인 연구가 필요하다.
