1. 서론
2. 용암류 지형
1) 용암류 말단부 및 가장자리의 지형 특성
2) 용암-물 상호작용 지형(Lava-Water Interaction feature: LWI feature)
3. 기존 연구 사례
1) 아이슬란드 미바튼
2) 미국 하와이
3) 미국 뉴멕시코
4) 중국 북동부 지역
4. 본 연구 사례 지역
1) 아이슬란드 파그라달스퍄들
2) 한국 한탄강 일대
3) 한국 제주특별자치도
4) 몽골 타리앗 분지의 홀로세 화산지대
5. 결론 및 고찰
1. 서론
지구가 형성된 이후 긴 지질시대를 거치는 동안 화산활동은 끊임없이 발생했으며, 생명체의 진화와 멸종뿐만 아니라 지표의 기복이 현재의 모습으로 변하는데 중요한 역할을 했다. 화산활동의 결과 화산 산맥(volcanic mountain range), 도호(island arc), 그리고 용암대지(lava plateau)와 같은 대규모 지형이 형성되며, 크고 작은 화산체(volcanic edifice)를 비롯하여 용암류(lava flow), 그리고 화산쇄설물(pyroclast) 지형 등 다채로운 화산지형이 지표에 형성된다. 이러한 화산 지형들은 오랜 기간 동안 풍화와 침식, 그리고 퇴적작용에 의해 많은 부분이 변형되거나 매몰되었으며 일부는 지표 곳곳에 남아있기도 하다. 화산 잔존 지형들은 과거로부터 현재까지의 화산활동 과정뿐만 아니라 해당 지역에 미친 영향을 파악할 수 있는 증거를 가지고 있어 그 지역의 지형발달사를 이해하는데 중요한 단서가 된다(이현희, 2023; Crow et al., 2015; Fenton et al., 2006; Hamblin, 1994; Sprain et al., 2019).
홀로세 화산지대는 주로 활동적 판의 경계, 열점, 그리고 대륙 내부의 단층대를 따라 분포한다. 분출 시 많은 인명 및 재산 피해, 생물의 존폐, 그리고 기후변화에도 영향을 미칠 가능성이 높기 때문에 여러 연구자들의 관심사가 되어 왔으며, 과거 화산 분화의 규모를 파악하고 미래에 발생 가능한 화산분화의 시기와 규모를 예측하거나 분화에 의한 피해를 저감하는 화산재해 측면에서의 연구들이 이루어진 바 있다(Behncke et al., 2005; Guest and Murray, 1979; McPhie et al., 1990; Neal and Anderson, 2020; Negro et al., 2013). 유동성이 높은 고철질 마그마의 분출이 빈번한 판의 경계나 열점이 분포하는 지역을 대상으로는 화산 분출 시 발생하는 용암류에 의한 피해를 줄이기 위해 이전에 형성된 용암류를 기반으로 용암류의 이동 경로를 예측하거나 분화 시 발생하는 화산재의 영향 범위를 파악하는 등 재해를 평가하고 예측하는 다양한 연구들이 이루어지고 있다(김남신, 2011; 이순환 등, 2012; Cronin et al., 2003). 최근에는 테프라 퇴적층에서 얻을 수 있는 퇴적구조, 퇴적연대, 그리고 구성물질의 특징들을 활용하여 화산활동시기와 순서, 분화지점의 위치와 퇴적물 이동 양상, 화산활동 당시의 환경을 복원하는 연구가 증가하고 있다(김기범 등, 2022; Sun et al., 2024).
테프라와 마찬가지로 용암류 역시 화산활동의 특성과 분출 시의 환경을 나타내는 지시자의 역할을 한다. 뿌리 없는 분화구(rootless cone)나 팽창구덩이(inflation pit)와 같은 용암-물 상호작용 지형(Lava-water interaction feature; LWI feature)들은 습지나 얕은 호수와 같은 지표환경 위를 용암류가 덮으면서 흐를 때 용암류에 의해 갇힌 수증기가 폭발이나 팽창 또는 증발하여 형성되는 지형으로 그 당시의 습윤한 지표환경을 지시한다(Boreham et al., 2018; Fagents and Thordarson, 2007; Hamilton et al., 2010; Kim et al., 2024). 특정 환경을 지시하는 이러한 용암류의 특징은 여러 연구자들이 화산 분출 시의 호안선이나 해안선을 파악하거나 기후환경 또는 지표환경을 유추하는데 있어 중요한 단서가 되기 때문에, 우리나라에서도 한탄강 일대와 제주도를 비롯한 여러 화산지대를 중심으로 용암류에 의해 형성되는 지형을 활용하여 화산 분출 환경을 파악하는 연구가 이어지고 있다(류춘길 등, 2022; 박준범 등, 2024; 전용문 등, 2019, 2024; Jeon et al., 2024). 본 연구에서는 용암류에 의해 형성되는 여러 지형 중에서 용암류 말단의 지형 특징과 특정 환경을 지시하는 지형을 기존 연구의 대표적인 사례와 함께 본 연구에서 조사된 아이슬란드, 몽골, 그리고 한탄강 지역의 사례를 소개하고 그 중요성에 대해 논하고자 하였다.
2. 용암류 지형
용암류는 기원 물질인 마그마의 온도와 포함된 규소의 함량에 의해 크게 안산암질, 조면암질, 현무암질 용암류로 구분한다. 일반적으로 온도가 높고 실리카의 함량이 낮은 현무암질 용암류가 점성이 낮아 더 멀리 이동한다고 알려져 있으며, 이러한 특징은 조면암질이나 안산암질 용암류보다 다양한 지형을 형성할 수 있다. 현무암질 용암류는 크게 파호이호이 용암(Páhoehoe lava)과 아아 용암(‘A‘ā lava)으로 구분되지만(Macdonald, 1953), 용암류의 기하학적 형태, 구성물질, 표면의 질감과 같은 다양한 특징에 따라 보다 자세하게 분류하기도 한다 (그림 1; Duraiswami et al., 2014; Harris et al., 2017; Murcia et al., 2014).
용암류는 열에너지와 운동에너지를 가진 유체에 해당한다. 용암류가 분출할 때 보유한 열에너지는 대기 또는 지표와 접촉하여 시간이 흐르면서 점차 감소하며, 사면의 경사를 따라 이동하는 과정에서 운동에너지 역시 감소한다. 이로 인해 용암류의 상류나 하류 또는 흐름의 중심이나 가장자리 등 위치에 따른 에너지의 분포에 차이가 발생하여 다양한 지형이 형성된다. 특히 유동성이 높은 현무암질 용암류는 파호이호이 용암의 특징을 나타내던 용암류의 말단부나 가장자리에 이르러 냉각과 암석 파편의 집적으로 인해 파호이호이 용암에서 아아 용암으로 전이되기도 한다(Duraiswami et al., 2014; Magnall et al., 2019; Voigt et al., 2021).
1) 용암류 말단부 및 가장자리의 지형 특성
용암류는 하나의 분출구에서 분출하고 마그마의 화학적 조성이 동일하더라도 용암류의 부분마다 각기 다른 유형의 지형이 형성될 수 있다(Harris et al., 2022). 하도(channel)를 이루어 빠른 속도로 이동하던 용암류는 하도를 중심으로 파호이호이 용암의 특징이 나타난다. 이와 함께 용암제방(lava levee), 뗏목 표면(rafted surface), 튜물러스, 그리고 팽창능선(inflated ridge) 등의 지형이 형성된다.
하도류(channel flow) 형태를 유지하던 용암류가 하류지역에 이르러서는 매우 좁은 폭을 가진 곡류 튜물러스(sinuous tumulus)가 형성되며, 이 지형은 반구 형태의 튜물러스가 아닌 선형의 용암류 형태를 그대로 유지하고 있어 일반적인 튜물러스와 확연하게 구분된다(Orr et al., 2015). 용암류가 하류부분에 이르면 더 이상 상류부분과 같은 규모의 유로를 이루지 못하고 여러 개의 로브(lobe)로 갈라지게 되어 상류지역보다 로베이션(lobation)의 밀도가 높게 나타난다. 또한 말단부로 접어든 용암류가 로브를 형성할 정도의 유동성과 온도를 유지하지 못할 경우에는 표면의 냉각과 느린 이동속도에 의해 아아 용암이 형성되기 시작하며, 아아 용암 표면의 약한부분에서 터짐이 일어나 클링커(clinker)를 형성하거나 용암류의 전면에 소규모의 파호이호이 용암류가 형성되기도 한다. 아아 용암의 분포는 반드시 용암류의 말단부나 가장자리와 같은 특정 부분을 지시하지는 않지만, 일반적으로 용암류의 말단부나 가장자리에는 아아 용암이 분포하는 경우가 많이 관찰된다.
2) 용암-물 상호작용 지형(Lava-Water Interaction feature: LWI feature)
뜨거운 용암이 물속으로 공급되게 되면 용암의 높은 열에너지가 물입자로 전달되어 용융연료-냉각제 상호작용(Molten Fuel Coolant Interaction; MFCI)과 같은 폭발성 반응이 일어난다. 이러한 현상은 화산이 물속에서 분화하거나 분화 도중 지하수를 만날 때 형성되는 수증기 마그마 화산(phreatomagmatic volcano)에서 주로 나타난다. 이 경우 많은 양의 수증기와 화산재가 생성되는 격렬한 폭발성 분출이 일어나며, 화구 주변에 테프라층으로 이루어진 화산체와 퇴적층을 형성하기도 한다. 한편, 지표를 흐르는 용암류가 물을 만날 경우에도 이와 유사한 현상이 일어날 수 있다. 뜨거운 용암류가 수분으로 포화된 토양이나 습지, 또는 얕은 호수나 하천 위를 덮으면서 지날 때 용암류 하부에 존재하는 수분이 가열되고 가열된 수증기는 상부의 용암류를 뚫고 폭발성 수증기 분출을 일으킨다. 이러한 현상에 의해 형성되는 지형을 유사 분화구(pseudocrater) 또는 뿌리 없는 화산(rootless lava cone)이라 부른다(그림 2). 이러한 지형은 화도가 있는 화산체에 비해 대체로 규모가 작으며, 특정 지역에 집단적으로 분포하는 경우가 많다(Boreham et al., 2018). 스코리아콘(scoriaceous cone), 폭발구덩이(explosion pit), 스패터콘(spatter cone) 등은 수증기 폭발에 의해 형성된 지형으로 평면 상 둥근 와지 형태를 띄며 와지 주변에 화구륜(rim)이 형성되어 있다. 호니토(hornito)는 폭발성이 아닌 거품파열(bubble burst) 현상에 의해 형성되는 지형이며, 분출하는 수증기의 압력에 의해 주변의 용암류가 상승하여 형성되는 굴뚝 형태의 지형을 말한다(전용문 등, 2019). 이러한 지형들은 용암류가 습윤한 지표를 흘렀다는 직접적인 증거가 된다. 한편, 두께가 얇고 느리게 이동하는 용암류는 이동경로에 볼록한 철형의 지형이나 물웅덩이가 존재하게 되면 이를 넘지 못하고 돌아가는 특징이 있다. 시간이 지나면서 용암류는 철형 지형이나 물웅덩이를 둘러싸게 되고 용암류는 내부 압력에 의해 팽창하여 두꺼워지게 된다. 이 과정에서 웅덩이의 물은 용암류를 냉각시키면서 증발하여 사라지게 된다. 결국 용암류에 의해 둘러싸인 철형 지형이나 물웅덩이는 팽창한 용암류의 두께로 인해 상대적인 와지가 되는데 이를 팽창구덩이(inflation pit)라 한다(그림 2e). 넓은 의미에서 뿌리 없는 화산과 폭발구덩이, 팽창구덩이 등을 포함하여 지표에 형성되는 용암-물 상호작용 지형이라 부른다. 주상절리나 베개용암도 용암류가 물을 만나 형성되는 지형으로 볼 수 있지만, 폭발이나 수증기 분출과 같은 비교적 격렬한 상호작용은 일어나지 않기 때문에 지표면에 와지와 같은 분화구 형태의 지형을 형성하지 않는다. 특히 베개용암의 경우, 용암류가 지표를 덮는 것이 아닌 물속으로 들어가 냉각에 의해 형성되는 지형에 해당한다. 따라서 주상절리와 베개용암은 용암-물 상호작용 지형에 포함시키지 않았다(표 1).
그림 2.
용암-물 상호작용 지형의 유형. 폭발에 의해 형성된 물질이 화구륜에 퇴적된 스코리아콘(a)과 폭발구덩이(c), 그리고 스패터콘(d). 수증기 거품 파열에 의해 형성되는 호니토(b). 냉각과 팽창에 의해 형성되는 팽창구덩이(e).
(source: Fagents and Thordarson, 2007; Hamilton et al., 2010; Kim et al., 2024)
표 1.
용암-물 상호작용 지형의 유형과 특징
3. 기존 연구 사례
1) 아이슬란드 미바튼
아이슬란드는 북대서양의 중앙해령이 지나는 발산경계에 위치하며, 연간 약 2cm정도 판이 이동하는 매우 활발한 지구조운동이 일어나는 지역이다(Thordarson and Larsen, 2007). 북동-남서 방향으로 발달한 단층대를 따라 화산지대와 지열지대가 분포하고 있으며, 수많은 현무암질 마그마의 분출로 인해 다양한 화산지형들이 발달하고 있다.
아이슬란드 북동부에 위치한 미바튼(Mývatn) 호수 주변에는 다양한 유형의 뿌리 없는 분화구들이 분포한다(그림 3). 약 2000년 전, 호수의 남동쪽에 위치한 북동-남서방향의 열하(fissure)에서 Younger Laxá Lava 분출이 일어났으며, 경사방향인 북서쪽으로 용암류가 흘러 이전의 미바튼 호수를 덮게 되었다(Hauptfleisch and Einarsson, 2012). 용암류가 호수를 덮으면서 호수의 평면형태가 변형되었으며 이와 동시에 얕은 부분을 중심으로 용암-물 상호작용이 일어나 스코리아콘, 폭발 구덩이, 스패터콘, 호니토 등의 수많은 뿌리 없는 분화구가 형성되었다(Boreham et al., 2018). 그림 3에서 보이는 크고 작은 분화구와 구덩이들 모두 뿌리 없는 분화구에 해당한다. 지름은 모두 100m 이하로 소규모이며, 서로 연합하여 발달하거나 집단적인 분포를 나타내고 있어 전형적인 뿌리 없는 분화구로 볼 수 있다. 이들의 분포는 용암류 분출 이전에 존재했던 호수의 범위를 지시한다.
2) 미국 하와이
하와이 제도는 태평양판이 서쪽으로 이동하는 동안 열점에서 화산분화가 일어나 형성된 군도로 가장 큰 하와이 섬에서 서쪽으로 갈수록 형성시기가 오래된 것으로 알려져 있다(Moore and Clague, 1992). 이 화산섬들 중 가장 나중에 형성된 하와이 섬은 최근까지도 화산분출이 이어지고 있어 지질학 및 화산재해 측면에서 관심이 매우 높은 곳이다. 그림 4는 하와이 섬 남쪽에 위치한 나푸우 아 펠레 뿌리 없는 분화구 그룹(Na Pu‘u a Pele littoral rootless cone group) 중에서 가장 큰 푸우 키올로 화산(Pu’u Kiholo volcanic cone)의 모습으로 전형적인 뿌리 없는 분화구에 해당한다. 약 250년 전, 섬의 주요 화산인 마우나 로아 화산(Mauna loa volcano)의 남사면에 위치한 측면 분화구에서 현무암질 용암류가 분출하였다. 이 용암류는 남사면을 따라 약 23km를 이동하였으며, 얕은 수심의 연안 퇴적층을 만나 퇴적층에 포함된 수증기가 폭발하였다. 그 결과 화구륜의 직경이 약 400m이고, 화산탄(volcanic bomb)이 일부 협재된 라필리(lapilli)로 이루어진 테프라콘을 형성하였다. 폭발하는 과정에서 동쪽과 남동쪽에서 불어오는 바람에 의해 테프라가 분산되어 현재는 화구륜의 일부만 남아 있는 모습을 보이며, 지속된 용암류의 공급에 의해 콘의 중심부가 용암류로 덮인 것으로 확인되었다(Fitch and Fagents, 2020a; 2020b).
그림 4.
하와이 푸우 키올로 화산의 뿌리 없는 분화구(Fitch and Fagents, 2020a; 2020b).
흰색 파선은 뿌리 없는 분화구 형성 이후에 남은 화구륜이며, 현재 화구륜의 내부와 주변이 이후에 분출한 용암류에 의해 덮여 있다.
3) 미국 뉴멕시코
미국의 뉴멕시코주에 위치한 주니-반데라 화산지대(Zuni-Bandera volcanic field)는 리오그란데 균열대(Rio Grande Rift) 서쪽을 따라 여러 개의 화산지대를 포함하는 곳으로 약 380만년 전부터 화산활동이 일어났다. 이 중 170만년 전에 형성된 엘 말파이스(El Malpais) 화산지대에는 약 3000년 전에 분출한 맥카시(McCartys) 용암류가 위치하고 있으며, 이 지역에서 가장 최근에 형성된 용암류로 알려져 있다. 이 용암류는 분출구를 중심으로 북동방향의 사면을 따라 약 60km를 흘렀으며 일부는 남쪽 방향으로 약 10km를 흘러 용암지대를 형성하였다. 사면을 따라 이동하던 용암류의 상류와 중류에서는 주로 하도류 형태가 관찰되며 일부는 범람에 의한 포상류의 형태가 나타난다. 말단부와 가장자리 부분에 이르러서는 더 이상 유로를 유지하지 못하고 많은 로브로 갈라지거나 이동 속도의 감소로 인해 수많은 팽창구덩이를 형성시켰다. 맥카시 용암류의 남쪽 말단부 지역에는 팽창구덩이가 다수 존재한다(그림 5). 이 지역에서 관찰되는 크고 작은 팽창구덩이는 풍화나 침식의 영향이 적어 구덩이 내부에 팽창과정을 지시하는 수평의 갈라진 틈(cleft)과 용암 쐐기(lava wedge)와 같은 구조가 그대로 남아 있다(Hamilton et al., 2020).
4) 중국 북동부 지역
중국 내륙에 분포하는 여러 화산지대에서도 다양한 용암-물 상호작용 지형이 나타난다. 중국 북동부에 위치한 우달랸치 화산지대(Wudalianchi volcanic field)에는 아이슬란드의 미바튼 호수와 마찬가지로 화산쇄설물 콘(pyroclastic cones)과 호니토와 같은 용암-물 상호작용 지형들이 분포한다. 신생대에 분출한 용암류는 기존에 형성되었던 호수의 가장자리를 덮었으며 수 백 개 이상의 호니토를 형성시켰다. 결과적으로 이 지역의 화산활동은 호수의 형태를 변화시켰을 뿐 아니라 호니토의 분포는 용암류 분출 이전에 존재했던 호수의 규모를 파악하는 증거가 되었다(Gao et al., 2013).
한편 화산쇄설류(pyroclastic flow)에 의해서도 용암-물 상호작용 지형이 형성될 수 있다. 백두산 북부에 위치한 실리동 용암동굴(Silidong lava tube)은 용암류에 의해 용암동굴이 형성된 이후 무너진 동굴의 창(skylight)을 통해 화산쇄설류가 유입되어 동굴 내부의 습한 바닥을 덮게 되었다. 이후 뜨거운 화산쇄설물과 동굴바닥의 습기가 반응하게 되어 화산쇄설물의 두께가 얇은 부분에서는 가스방출에 의한 분기공(fumarole pipe)이 형성되고 화산쇄설물의 두께가 상대적으로 두꺼운 부분에서는 폭발에 의한 뿌리 없는 분출구(rootless vent)를 형성되었다(그림 6; Chen et al., 2015). Chen et al.(2015)은 화산쇄설류를 구성하는 가스와 테프라의 온도는 보통 700℃ 정도이지만 최대 1000℃까지 도달할 수 있기 때문에 높은 온도의 화산쇄설류가 수분이 있는 지표를 덮을 경우 용암류와 같은 역할을 할 수 있는 것으로 판단하였다. 이는 지표가 아닌 지하에서도 용암-물 상호작용 지형이 형성될 수 있음을 나타내며, 높은 온도를 가진 화산쇄설류도 용암류와 마찬가지로 지표환경을 지시할 수 있음을 알려준다.
그림 6.
백두산 북부 실리동 용암동굴 내부에 형성된 분기공과 뿌리 없는 분화구의 모식도 (a). 동굴 창을 통해 유입된 화산쇄설류에 의해 동굴 내부에 분기공 (b)과 뿌리 없는 분화구 (c)가 형성되었다. (source: Chen et al., 2015)
4. 본 연구 사례 지역
1) 아이슬란드 파그라달스퍄들
아이슬란드의 남서쪽에 위치한 파그라달스퍄들(Fagradalsfjall) 화산지대는 세계적으로 가장 화산활동이 활발한 지점 중 하나로 현재까지 총 3회의 용암류 분출(2021, 2022, 2023년; 그림 7)로 인해 북동부 방향으로 기존의 하곡을 순차적으로 메워 형성하였다. 이 지역에는 Harris et al.(2017)이 제시한 파호이호이와 아아용암에서 파생된 용암류 지형과 용암류의 가장자리에 주로 형성되는 다양한 지형이 분포한다. 용암류의 상류지역에는 하도류의 가장자리에 형성되는 용암제방과 제방에서 측면으로 형성된 치약(toothpaste) 용암이 관찰된다. 특히 중류지역에서는 느린 이동속도를 지시하는 아아 용암과 용암류의 말단부에서 주로 나타나는 현상인 파호이호이 용암이 아아 용암으로 전이되는 모습이 잘 나타난다(그림 7).
2) 한국 한탄강 일대
한반도 중부의 추가령 단층대를 따라 강원도 철원군과 평강군에 걸쳐 넓은 용암대지가 위치하고 있다. 이 용암대지는 신생대 제4기에 오리산과 680m고지에서 분출한 현무암질 용암류에 의해 형성되었으며, 최종 분화는 약 10만년 전으로 알려져 있다(이민부 등, 2004). 용암류는 지역에 따라 4~11매가 관찰되어 최대 11회의 분출이 일어난 것으로 파악된다. 유동성이 높은 많은 양의 용암류는 한탄강의 하곡을 메워 유로를 재구성하였으며, 지류인 차탄천과 영평천의 하곡을 거슬러 올라가 용암댐을 형성하기도 했다(이민부 등, 2007). 현재 용암대지의 표면은 오랜 기간에 걸친 하천의 범람과 기반암의 풍화로 인해 토양층이 형성되어 있으며 대부분의 지역이 주거지나 경작지로 이용되고 있다. 그 결과 용암류의 말단부나 가장자리를 지시하는 지형을 관찰하기가 매우 어려우며, 대부분의 연구자들은 침식으로 노출된 주상절리와 베개용암의 분포를 토대로 용암류가 흘렀던 당시의 지표환경을 파악하고 있다. 그림 8의 (a)는 한탄강 상류의 일부 구간인 철원군 동송읍 이길리 (b)와 김화읍 도창리 일대 (c)에서 관찰되는 용암류 말단부의 분포를 나타낸다. (b)지역은 남서쪽에서 유입된 용암류가 한탄강을 거슬러 올라가 형성한 말단부로 용암류로 덮인 지대와 덮이지 않은 지대의 고도차이가 명확하게 나타난다. 말단부를 따라 침식된 노두에는 풍화된 주상절리가 관찰되지만(그림 8의 (b-1)), 아아 용암, 로브, 팽창구덩이와 같은 용암류의 말단부나 가장자리에서주로 관찰되는 지형들은 나타나지 않는다. 다만 용암류 상부에 위치한 경작지에는 범람에 의해 퇴적된 것으로 보이는 화강암과 현무암의 원력이 혼재되어 있어 과거 용암댐이 존재했을 가능성을 시사한다(그림 8의 (b-2)). 한편, (c)는 1954년에 촬영한 항공사진으로 북동부에서 유입된 용암류의 말단부가 위치한 지역이다. 이 지역은 북한지역에서 기원한 용암류가 한탄강의 유로를 따라 남쪽으로 흘러 지류인 화강과 만나는 합류부까지 도달한 곳에 해당한다. 현재의 위성영상에서는 경작지 개발로 인해 표면에 형성된 지형이 잘 판독되지 않지만, 1954년 항공사진 상에서는 용암-물 상호작용에 의해 형성된 폭발구덩이와 팽창구덩이로 추정되는 지형이 여럿 관찰된다(그림 8c). 이러한 특징은 용암류가 이 지점으로 유입될 당시 하천 합류부에 주로 형성되는 수분으로 포화된 사력퇴적지가 분포했거나, 이길리의 용암류에 의해 용암댐과 용암댐 호소가 형성된 후, 이 지점까지 호소에 잠겼을 가능성을 시사한다(그림 8a). 이길리와 도창리 사이에 위치한 시추자료 역시 이를 뒷받침할 수 있다(그림 9; 국토지반정보 포털시스템 시추자료, 2025). 지표로부터 60m 깊이에서 기반암이 나타나며 기반암 위에 모래가 협재된 점토층이 20~50m 정도의 두께로 퇴적되어 있으며 퇴적물의 입도가 상향조립화되는 특징이 나타난다. 이는 용암댐 호소가 형성된 이후 상류로부터 공급된 하중이 호소 바닥에 퇴적되었으며, 점차 용암댐의 침식으로 인한 배수가 이루어져 하천환경으로 변했을 가능성이 있음을 나타낸다.
그림 9.
그림 8에 표현된 시추공(a, b, c, and d)의 주상도. 박층의 모래를 협재한 미사질 점토는 호소성 퇴적물에 해당한다. 퇴적층의 상향조립화는 호수 형성 이후, 퇴적물 증가와 수위 감소로 인한 호수 면적의 감소를 나타낸다. 시추자료에서 기반암에 대한 정보는 기재되어 있지 않음.
(source: www.geoinfo.or.kr)
3) 한국 제주특별자치도
한국의 대표적인 화산지대인 제주도에도 용암류 분출 당시의 환경을 지시하는 지형들이 분포한다. 제주도의 북서쪽에 위치한 비양도는 신생대 제4기에 형성된 분석구로 용암돔(범섬, 문섬, 섶섬), 응회퇴적층-분석구-용암 복합화산(우도, 차귀도, 형제섬), 용암대지(지귀도, 마라도, 가파도) 등과 함께 제주도를 대표하는 4가지 부속 섬의 유형들 중 하나이다(고기원 등, 2013; 전용문 등, 2019; Sohn and Park, 2004). 비양도는 육성 마그마 분화를 지시하는 분석구 및 용암류와 함께 호니토, 튜물러스, 스패터 등 다양한 유형의 화산지형과 화산분출물이 나타난다. 특히 비양도의 북부 해안에는 용암-물 상호작용 지형 중 하나인 굴뚝 모양의 호니토가 분포하고 있다(그림 10). 이는 북쪽으로 흐르던 용암류가 습지를 덮는 과정에서 형성한 것으로 비양도를 형성한 화산활동 당시 주변에 습지가 존재했음을 지시한다(전용문 등, 2019).
한편, 제주도 남동부 지역에는 ‘숨골’이라 불리는 지형이 다수 분포하는 것으로 알려져 있다. 숨골은 아직 지형명칭에 대한 정의가 명확하지 않으며, 학술적으로 널리 사용되는 용어는 아니다. 현지 주민들은 대체로 숨골을 ‘지하로 움푹꺼진 땅’인 비교적 포괄적인 개념으로 인식하는 반면 학자들은 용암동굴이 무너져 형성된 창(skylight)으로 동굴과 연결되어 있어 지하수 관리 측면에서 매우 중요한 지형으로 인식하고 있다. 이 같은 명확한 정의의 부재와 인식의 차이는 제주도에 분포하는 숨골의 수를 정확히 파악하는데 어려움을 주고 있다. 서귀포시의 환상곶자왈 공원 내에도 ‘숨골’이라 불리는 지형이 위치하고 있다. 그러나 이 숨골의 내부 측면에서는 팽창으로 인해 수평으로 갈라진 틈과 이 틈을 따라 유동성 용암류가 흘러나와 형성된 용암쐐기 구조와 같은 팽창구덩이의 특징이 잘 관찰된다. 이러한 팽창구덩이가 갖는 독특한 내부구조의 특징은 맥카시 용암류 표면에 형성된 그것과 비교하면 명확히 드러나며, 이러한 특징을 고려하면 이 숨골은 용암동굴의 상부가 무너져 형성된 창이 아닌 팽창구덩이로 볼 수 있다(그림 11). 팽창구덩이의 일반적인 형성과정과 분포 특성을 고려할 경우, 해당 팽창구덩이를 형성한 용암류의 말단부를 지시하거나 과거 물웅덩이가 존재했을 가능성이 높다.
그림 11.
팽창구덩이의 내부 모습.
(a)는 맥카시 용암류의 말단에 형성된 팽창구덩이(Jake’s pit)이며(Hamilton et al., 2020), (b)는 제주특별자치도 환상 곶자왈에 위치한 숨골이다. 두 지형 모두 팽창에 의해 형성된 균열을 따라 용암류가 빠져나오면서 용암 쐐기를 형성하였다
4) 몽골 타리앗 분지의 홀로세 화산지대
중앙 몽골의 아르항가이(Arkhangai) 지역에 위치한 타리앗 분지(Tariat basin)에는 호르고 화산지대(Khorgo volcanic area)가 형성되어 있다. 호르고 화산지대는 북부에 위치한 호르고 화산을 중심으로 약 7000년 전 조면 현무암질 용암류가 분출하여 형성된 홀로세 화산지대이다. 호르고 화산의 분출은 수만 강(Suman river)의 하도를 막아 용암댐을 형성했으며, 그 결과 테르힌 차간 호수(Terkhin Tsagaan nuur)가 형성된 것으로 알려져 있었다. 지형분석을 토대로 수행된 최근 연구에 의하면 포상류의 말단부에 주로 형성되는 팽창능선과 용암이 물을 만나 형성되는 팽창구덩이와 같은 주로 용암류의 말단부에서 형성되는 지형들이 조사되었으며, 용암류의 가장자리를 따라 스코리아콘을 비롯한 여러 유형의 용암-물 상호작용 지형들이 분포하는 것으로 파악되었다(Kim et al., 2024; 그림 12 & 13). 이는 호르고 화산지대를 형성한 용암류의 흐름 특성을 지시할 뿐만 아니라 테르힌 차간 호수가 형성되기 이전에 이미 습지나 호수와 같은 수분으로 포화된 지표환경이 존재했음을 시사한다.
한편, 호르고 화산지대에서 수만강을 따라 동쪽으로 약 64km 떨어진 지점에는 용암류에 의해 형성된 현무암 지대가 위치하고 있다. 호르고 화산지대에서 기원한 용암류의 말단부분는 크게 2매의 용암류가 관찰된다(그림 14). 수만 강의 하도를 따라 흐르던 용암류는 하도의 폭이 넓어지는 말단부에 이르러 더 이상 유로를 이루지 못하고 포상류의 형태로 넓게 흐르게 된다. 넓게 흐르던 포상류의 표면에는 튜물러스가 형성되었으며, 말단부는 여러 개의 로브로 갈라지게 되었다. 로브의 전면에는 느린 이동속도와 냉각에 의해 아아 용암과 화산 각력(breccia)이 형성되었다. 갈라진 로브는 다시 합류하면서 팽창구덩이를 형성시켰으며, 로브의 전면에 형성된 화산 각력은 팽창구덩이를 메우게 되었다. 이후 포상류에 의해 상대적인 저지대로 변한 부분을 따라 채널 형태의 용암류가 재공급 되었고 밧줄구조(ropy structure)와 파랑 상(wave shaped) 표면의 특징을 갖는 파호이호이 용암이 나타나게 되었다. 이후 용암류는 정체되어 팽창에 의해 폭이 좁은 곡류 튜물러스를 형성하였으며, 곡류 튜물러스의 측면에서는 터짐에 의해 소규모 라바 토가 발달하게 되었다(그림 15). 호르고 화산지대에서 이 지점까지 형성된 수만 강의 하도 주변을 조사한 결과, 다음과 같은 특징을 발견할 수 있었다. 첫째, 용암류 표면의 풍화 정도와 지의류 착생 정도가 홀로세에 형성된 호르고 화산지대의 그것과 유사하게 나타난다. 둘째, 호르고 화산지대와 이 지점 사이에 홀로세 화산 분출의 증거가 나타나지 않는다. 셋째, 호르고 화산지대와 이 지역을 연결하는 수만 강의 하도 내에 하곡을 메운 신선한 현무암지대가 분포한다. 넷째, 이 지점에 분포하는 화산 지형들은 용암류 말단부의 지형 특징을 잘 보여준다. 이와 같은 특징을 근거로 호르고 화산지대에서 기원한 용암류는 건조한 수만 강의 하도를 따라 이 지점까지 흘러 용암류 말단부를 형성한 것으로 파악된다.
5. 결론 및 고찰
아이슬란드의 미바튼 호수, 하와이 마우나 로아 화산, 뉴멕시코의 맥카시 화산지대, 중국의 우달랸치 화산지대와 백두산 북동부 지역 등의 사례처럼 용암류의 가장자리에서 주로 나타나는 지형과 용암-물 상호작용 지형들은 화산활동 시기의 지표 환경을 지시한다. 이러한 특징은 파그라달스퍄들 화산지대의 용암류 가장자리와 말단부에 아아 용암이 형성되고 파호이호이 용암이 아아 용암으로 전이되는 현상이 관찰되는 점, 한탄강 상류지역과 제주 비양도에 용암-물 상호작용 지형인 팽창구덩이와 호니토가 각각 분포하는 점, 환상곶자왈의 숨골이 팽창구덩이의 특징을 보이는 점, 그리고 몽골 타리앗 분지의 호르고 화산지대와 수만 강 유역에서 용암-물 상호작용 지형과 용암류 말단부의 특징이 관찰되는 점 등 본 연구에서 조사된 지역에서도 동일하게 나타난다. 특히 환상곶자왈의 숨골은 기존에 알려진 바와 달리 용암동굴의 상부가 무너져 형성된 창(skylight)이 아닌 용암류의 팽창에 의한 팽창구덩이로 분석되었다.
한편, 하와이 킬라우에아(Kilauea) 화산의 용암류는 약 54km를 이동했고 뉴멕시코 주의 카리조조(Carrizozo) 화산의 용암류는 약 75km를 이동한 것처럼(Keszthelyi and Pieri, 1993), 급경사 사면을 따라 많은 양의 용암이 지속적으로 공급되면, 점성이 낮은 현무암질 용암류는 비교적 빠른 속도의 하도류를 이루어 수십km이상의 먼 거리를 이동할 수 있다. 특히 용암류가 하천 침식에 의해 형성된 하도를 따라 흐르는 하도 공급류(channel fed flow)의 경우, 훨씬 더 먼 거리를 이동할 수 있다. 이는 범람(overflow) 또는 포상류(sheet flow) 형태로 넓게 흐르는 용암류와 달리 하도 공급류는 비교적 좁고 깊은 하도의 기하학적 형태를 그대로 따르기 때문에 대기와 지표에 접촉하는 면적이 상대적으로 작아 용암류의 냉각이 천천히 진행되어 먼 거리까지 이동하는 동안 높은 온도와 유동성이 유지될 수 있기 때문이다. 미국 서부지역에 위치한 오위히 강(Owyhee river)의 하도로 유입된 현무암질 용암류가 강의 하도를 따라 약 100km를 이동한 것이 대표적인 사례로 알려져 있다(Brossy, 2006). 마찬가지로 몽골 타리앗 분지의 수만 강 하류부분에서 관찰되는 용암류의 말단부는 상류에 위치한 호르고 화산지대에서 기원한 용암류가 출룻 강의 합류부분까지 약 64km를 흘러 형성된 것으로 파악된다. 호르고 화산지대에서 분출한 용암류는 용암댐을 형성하여 수만 강의 바닥이 일정 기간 동안 건조상태를 유지했고, 이후 지속된 용암류의 공급은 건조한 수만강의 깊은 하도를 따라 하도 공급류의 형태로 흐른 것으로 판단된다. 이를 뒷받침하는 근거는 말단부 현무암의 풍화 정도와 지의류 착생 정도가 호르고 화산지대의 그것과 유사하게 나타나 동일한 시기에 분출한 용암류로 파악되고, 호르고 화산지대와 말단부 사이에 홀로세 화산 분출의 증거가 나타나지 않는 점, 수만 강의 하도를 따라 하곡을 메운 현무암질 용암류의 표면이 잘 나타나는 점, 말단부에 분포하는 화산 지형들이 용암류 말단부의 지형특징을 잘 반영하는 점 등을 들 수 있다.
본 연구에서는 현무암질 용암류의 일반적인 특징, 용암류의 위치에 따라 상이하게 발달하는 지형, 용암-물 상호작용에 의해 형성되는 지형을 사례를 통해 소개하였지만, 안산암질 및 조면암질 마그마에 의해 형성되는 용암류의 전반적인 특징을 모두 담지 못한 한계점이 있다. 그럼에도 용암류 지형은 화산활동 당시의 환경을 지시하는 중요한 지시자이며, 형성되는 지형의 유형과 분포를 통해 그 지역의 지형발달과정을 파악하고 나아가 미래에 발생할 수 있는 용암류에 의한 재해를 예측하는데 있어서도 매우 중요하다.
현재 전세계에는 아직 연구의 손길이 미치지 않은 홀로세 화산지대가 많이 분포하고 있어 새로운 유형의 화산지형이 발견될 가능성이 높으며, 본 연구를 토대로 여러 지역에 분포하는 용암류에 대한 연구가 이루어져 화산활동에 의한 지형발달사를 파악하는데 도움이 되길 기대한다.
