판구조론과 플룸구조론

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대서양 한가운데의 해령 꼭대기는 수심이 약 2.5 km이다. 그런데 해령에서 양쪽으로 멀어질수록 바다가 점점 깊어져, 대륙 가까이의 오래된 해저는 수심이 6 km에 이른다. 해저가 멀어지며 깊어지는 데는 일정한 규칙이 있다. 이 규칙은 판이 무엇이며 판을 움직이는 힘이 어디에서 오는지 알려 준다. 그리고 하와이 같은 판 한가운데에서 솟은 화산은 판의 움직임과 맨틀 깊은 곳의 흐름을 함께 보여 준다.

해양 지각의 나이 (백만 년)

그림 1. 해양 지각의 나이와 수심(모형, 수심 ≈ 2.5 + 0.35√t km). 해령에서 생긴 뜨거운 판이 멀어지며 식어 두꺼워지고 무거워져 맨틀 위에서 더 깊이 가라앉는다.

먼저 알아야 할 것판 구조론과 판의 경계(지구과학), 열의 전도(물리학), 고지자기와 해양저 확장(지구 자기장과 고지자기).

1.4.1식어 가는 판

판은 맨틀 위쪽의 단단한 부분과 지각을 합친 암석권이다. 해령에서는 뜨거운 맨틀이 솟아 새 판이 만들어지고, 판은 해령에서 멀어지며 위쪽부터 식는다. 식은 부분은 단단한 암석권에 더해져 판이 점점 두꺼워진다. 열이 전도로 빠져나가는 깊이는 시간의 제곱근에 비례하여 늘어난다. 그리고 식은 암석은 수축해 밀도가 커지므로, 연약권 위에 떠 있는 판이 더 깊이 가라앉는다. 그래서 해저의 수심은 판의 나이의 제곱근에 비례하여 깊어지고, 해저에서 나오는 열은 나이의 제곱근에 반비례하여 줄어든다.

정리 1.4.1 해저 수심과 나이

나이 \(t\)(백만 년)인 해양저의 수심은 대략 \[d \approx 2.5 + 0.35\sqrt t\ \text{km}\]이고, 해저 열류량은 \(\sqrt t\)에 반비례한다. 이 관계는 약 8000만 년보다 오래된 해저에서는 수심이 6 km 근처에서 평평해지며 조금 어긋난다.

그림 1에서 나이를 바꾸어 보자. 막 생긴 해령은 수심 2.5 km이고, 2500만 년 된 해저는 약 4.3 km, 1억 년 된 해저는 약 6 km이다. 처음 2500만 년 동안 1.75 km 깊어지지만, 그다음 7500만 년 동안은 같은 양만큼만 더 깊어진다. 이렇게 식어 무거워진 판은 해구에서 맨틀 속으로 가라앉으며 판 전체를 끌어당긴다. 이 섭입하는 판의 무게가 판을 움직이는 가장 큰 힘이고, 해령에서 높이 솟은 판이 미끄러지며 미는 힘이 이를 돕는다.¹

1.4.2플룸과 열점

지진파 단층 촬영으로 맨틀 속을 들여다보면, 섭입한 차가운 판이 맨틀 아래쪽까지 가라앉아 핵과 맨틀의 경계 근처에 쌓인 모습이 보인다. 이것이 차가운 플룸이다. 그리고 남태평양과 아프리카 아래에서는 핵–맨틀 경계에서 거대한 뜨거운 플룸이 솟아오른다. 뜨거운 플룸의 꼭대기가 판 아래에 닿는 곳에서는 마그마가 만들어져 판의 경계가 아닌 곳에 화산이 생기는데, 이를 열점이라 한다. 판은 움직이지만 열점은 거의 제자리에 있어, 하와이 열도와 같이 나이가 차례로 늘어나는 화산섬의 줄이 생긴다. 판의 수평 운동과 플룸의 연직 운동이 함께 맨틀의 대류를 이룬다.

그림 2. 판구조론은 판의 수평 운동을, 플룸구조론은 맨틀의 연직 운동을 설명하며 서로를 보완한다.

1.4.3예제 풀이

예제 1.4.2

해령에서 한쪽으로 400 km 떨어진 해저의 수심이 4.3 km였다. 수심과 나이의 관계식으로 이 해저의 나이를 구하고, 판이 해령에서 멀어지는 평균 빠르기를 cm/년으로 구하여라. 해령에서 1600 km 떨어진 곳의 수심은 얼마로 예상되는가?

\(4.3 = 2.5 + 0.35\sqrt t\)에서 \(\sqrt t = 1.8 \div 0.35 \approx 5.1\)이므로 \(t \approx 26\)백만 년이다. 빠르기는 \(400\ \text{km} \div 2600\text{만 년} = 4 \times 10^7\ \text{cm} \div 2.6 \times 10^7\ \text{년} \approx 1.5\) cm/년이다.

같은 빠르기라면 1600 km는 약 1억 400만 년 된 해저이다. 수심은 \(2.5 + 0.35\sqrt{104} \approx 2.5 + 3.6 = 6.1\) km로 예상된다. 거리가 네 배인데 깊어진 양은 두 배이다. 즉 해저의 수심은 판의 나이를 재는 자이고, 판의 열적 역사를 보여 준다. 그래서 해저 지형도만 보아도 해령이 어디 있고 판이 얼마나 빨리 벌어지는지 짐작할 수 있다.

아래 탐구 카드에서 판의 경계와 열점의 분포를 정리하고, 판과 플룸이 함께 만드는 지질학적 변동을 살펴보자.

지구에서 가장 오래된 해양 지각은 약 1억 8천만 년으로, 대륙의 가장 오래된 암석(약 40억 년)보다 훨씬 젊다. 해양 지각은 결국 해구에서 맨틀로 돌아가기 때문이다.

마무리

해령에서 생긴 판은 멀어지며 식어 두꺼워지고 무거워져, 해저의 수심이 판의 나이의 제곱근에 비례하여 깊어진다. 식어 무거워진 판이 해구에서 가라앉으며 판을 끌어당기는 힘이 판 운동의 주된 원동력이고, 맨틀 깊은 곳의 플룸은 열점 화산과 맨틀의 연직 흐름을 만든다. 그래서 처음 질문의 바다는 해령에서 멀어질수록 더 오래 식어 무거워진 판 위에 있어 깊어진다.

탐구 1

하와이 섬들의 나이로 판의 속도를 잴 수 있을까?

판 운동의 원동력 · 플룸과 열점

판의 속도 가정 = 5.0 cm/년

미드웨이(2430 km)의 예상 나이: —
실제 나이와의 차이(평균): —
자료에 가장 잘 맞는 속도: —

나이와 거리는 킬라우에아(현재 열점 위)를 기준으로 한 대략값이다. 각 섬의 가장 오래된 화산암 나이를 썼으며 연구에 따라 조금씩 다르고, 그래프에서 이름이 없는 두 점은 마우이와 몰로카이이다.

질문하와이의 섬들은 남동쪽 끝의 하와이섬에만 활화산이 있고, 북서쪽으로 갈수록 섬이 작고 오래되었다. 왜 한 줄로, 나이 순서대로 늘어서 있을까?
복원판은 맨틀 위를 1년에 수 cm씩 움직인다. 그리고 판의 경계에서는 해령에서 판이 생기고 해구에서 판이 소멸한다(통합과학).
설명하와이는 판의 경계가 아니라 태평양판 한가운데에 있다. 맨틀 깊은 곳(맨틀–핵 경계 부근)에서 뜨거운 물질이 기둥 모양으로 올라오는 뜨거운 플룸이 있고, 그 위의 지표에 마그마가 생기는 곳이 열점이다. 열점은 거의 제자리에 있고 판이 그 위를 지나가므로, 화산섬이 만들어진 뒤 판을 따라 실려 가며 한 줄의 열도가 생긴다.
연결판을 움직이는 힘은 주로 판 자체의 무게에서 나온다. 해구에서 차갑고 무거운 판이 맨틀로 가라앉으며 판 전체를 끌어당기는 힘(섭입대의 슬래브 인력)이 가장 크고, 높은 해령에서 판이 미끄러져 내려가는 힘(해령 밀기)도 보탠다. 맨틀 대류는 판 운동과 연결된 한 시스템이며, 섭입된 판이 맨틀 바닥에 쌓이면 차가운 플룸이 되고 그 반작용으로 뜨거운 플룸이 솟아오른다고 본다. 그래서 판 운동은 판 경계에서, 플룸 운동은 판 안쪽에서 일어나는 지각 변동을 설명한다.
적용속도 막대를 움직여 예상 나이(선)가 실제 나이(점)와 가장 잘 맞는 값을 찾고, 판이 매년 몇 cm 움직였는지, 그 속도로 1만 년이면 얼마나 움직였을지 구해 보자. 그리고 미드웨이보다 더 북쪽의 엠퍼러 해산열이 약 4700만 년 전을 경계로 방향이 꺾여 있는 것이 무엇을 뜻하는지 생각해 보자.
판단열점이 완전히 고정되어 있다는 가정은 근사이다. 엠퍼러 해산열의 고지자기 연구에서는 열점 자체도 수천만 년 동안 남쪽으로 이동했다는 결과가 나왔고, 모든 열점이 맨틀 바닥의 플룸에서 온 것인지도 논쟁 중이다.

확인조건이 달라지면

판의 속도가 지금의 절반이었다면, 같은 열점이 만든 화산섬들은 어떻게 늘어섰을까?

탐구 2

해령 양쪽의 자기 줄무늬로 해저가 넓어지는 속도를 잴 수 있을까?

실험 · 자기 이상 단면 · 지자기 역전 연대표 · 확장 속도

읽기 커서 x = 0.0 km

대서양 중앙 해령동태평양 해령

대서양 반확장 속도: —
동태평양 반확장 속도: —
속도 비: —

극성 경계의 나이는 실제 지질 연대표 GTS2012의 값이다(예를 들어 브루네/마쓰야마 0.781 Ma, 올두바이 1.778~1.945 Ma, 마쓰야마/가우스 2.581 Ma). 자기 이상 단면은 이 연대표와 각 해령의 대표 확장 속도로 계산하고, 해수면에서 재면서 흐려지는 효과와 ±40 nT의 잡음을 넣은 모식 자료이다. 해령의 실제 속도는 화면에 나타나지 않는다.

탐구 문제배에서 자력계를 끌며 해령을 가로지르면, 자기장 세기가 해령 축을 중심으로 대칭인 오르내림을 보인다. 이 무늬와 육상 용암으로 만든 지자기 역전 연대표를 맞추면, 해저가 1년에 몇 mm씩 넓어지는지 알 수 있을까? 대서양과 태평양은 같은 속도로 넓어질까?
복원해령에서 마그마가 식어 새 해양 지각이 될 때, 그때의 지구 자기장 방향이 암석에 기록된다. 지구 자기장은 불규칙한 간격으로 역전되었으므로, 해령 양쪽으로 밀려난 지각은 정자극과 역자극의 띠를 이룬다. 지금과 같은 방향(정자극)으로 자화된 띠 위에서는 자기장이 더 세게(양의 이상), 역자극 띠 위에서는 약하게(음의 이상) 측정된다.
설계자기 이상이 양에서 음으로 바뀌는 곳(영점 근처)이 극성이 바뀐 경계이다. 해령 축에서 바깥으로 가며 경계를 차례로 찾고, 연대표의 어느 경계인지 맞춘 뒤 거리를 기록한다. 해령 양쪽을 모두 재면 대칭인지 확인할 수 있다. 두 해령에서 같은 경계들을 재어 비교한다.
분석가로축 나이, 세로축 해령에서의 거리로 그리면 원점을 지나는 직선이 된다. 기울기가 반확장 속도이고, 단위 km/Myr는 mm/yr과 같다(1 km/100만 년 = 1 mm/년). 양쪽 판이 멀어지는 전확장 속도는 그 두 배이다. 거리가 나이에 비례한다는 것은 해저가 해령에서 만들어져 일정한 빠르기로 양쪽으로 이동한다는, 해저 확장설의 직접 증거이다.
측정대서양 단면에서 브루네/마쓰야마, 마쓰야마/가우스, 가우스/길버트 경계를 양쪽에서 찾아 기록해 보자. 동태평양 단면에서도 같은 경계를 재고 두 속도를 비교해 보자. 대서양에서 하라미요처럼 짧은 정자극기의 띠는 왜 잘 보이지 않을까? '해석한 정·역자극 띠 보기'로 내 판단을 확인해 보자.
오차·안전자력계는 해저에서 3 km쯤 떨어진 해면에서 재므로 좁은 띠는 흐려진다. 확장이 느린 대서양에서는 짧은 역전이 1 km 남짓한 띠에 불과해 거의 보이지 않는다. 연대표의 나이와 경계를 잘못 짝지으면 속도가 크게 틀리므로, 띠 너비의 패턴 전체를 비교해 맞춘다. 실제 해령은 변환 단층으로 끊겨 있어 측선이 단층을 넘으면 거리가 어긋난다. 해저 시추로 얻은 퇴적물 바닥의 나이가 해령에서 멀수록 많아진다는 사실도 같은 결론을 준다. 선상 관측 때는 구명조끼를 입고 견인 케이블 근처에 서지 않는다.

확인조건이 달라지면

어느 해령에서 가우스/길버트 경계(3.6 Ma)가 해령 축에서 180 km 떨어진 곳에 있었다. 두 판이 서로 멀어지는 전확장 속도는?

탐구 3

해저는 왜 해령에서 멀어질수록 깊어지고, 그 무게가 판을 밀 수 있을까?

판의 냉각과 침강 · 반무한 냉각 모형 · 해령 밀기와 섭입 판 당김

가로축

반확장 속도 u = cm/년 살펴볼 해저의 나이 t = 백만 년

모형 수심 (관측 경험식): —
암석권 두께 (1200 °C 깊이): —
지각 열류량: —
해령에서의 거리: —
해령 밀기 F_rp: —
그 판이 섭입할 때의 슬래브 당김(어림): —

반무한 냉각 모형에서 T = T_m·erf(z / 2√(κt)), T_m = 1350 °C, κ = 10⁻⁶ m²/s, α = 3 × 10⁻⁵ K⁻¹, ρ_m = 3300 kg/m³, 해령 수심 2500 m. 점선은 실제 수심–나이 자료에 맞춘 경험식(Parsons & Sclater, 1977)이다. 열류량은 모형값이며, 젊은 해저에서는 열수 순환 때문에 실제 측정값이 더 작게 나온다. 슬래브 당김은 길이 600 km 판의 초과 무게로 어림한 값이다.

질문해령 꼭대기의 수심은 어디서나 약 2.5 km인데, 대양 가장자리의 오래된 해저는 5~6 km이다. 해저는 해령에서 멀어지면서 왜 점점 가라앉을까? 그리고 이 가라앉음이 판을 움직이는 힘과 무슨 관계가 있을까?
복원해령에서 뜨거운 맨틀이 올라와 새 해양 지각이 되고, 판은 양쪽으로 멀어진다(해저 확장). 해저의 나이는 해령에서의 거리를 반확장 속도로 나눈 값이다. 물질은 식으면 수축해 밀도가 커진다(부피 팽창 계수 α).
설명해령을 떠난 판은 위쪽 바닷물로 열을 잃으며 식는다. 열이 전도로 퍼지는 깊이는 √(κt)에 비례하므로, 식어서 단단해진 층(암석권)은 나이의 제곱근에 비례해 두꺼워진다. 식은 층이 수축해 무거워지면 아래 맨틀 위에 더 깊이 가라앉고(지각 평형), 그만큼 바닷물이 채운다. 계산하면 침강량은 2ρ_mαT_m/(ρ_m − ρ_w) · √(κt/π), 이 카드의 값을 넣으면 약 370 √t m(t의 단위는 백만 년)이다. 관측 자료에 맞춘 경험식 2500 + 350√t m와 5 % 안팎에서 맞다.
연결해령 쪽이 높고 바깥쪽이 낮으므로, 두꺼워지는 암석권은 경사면 위에 놓인 셈이 되어 해령에서 멀어지는 쪽으로 밀린다. 이것이 해령 밀기이다. 오래되어 차갑고 무거워진 판이 해구에서 맨틀 속으로 가라앉으며 판 전체를 끄는 힘이 섭입 판(슬래브) 당김이다. 섭입대가 길게 붙어 있는 태평양판·나스카판은 빠르고, 섭입대가 거의 없는 판은 느리다. 판을 움직이는 힘은 결국 맨틀이 위에서 식어 무거워지는 것, 곧 맨틀 대류의 차가운 경계층이 가라앉는 것이다.
적용반확장 속도를 1 cm/년(대서양 중앙 해령 정도)과 6 cm/년(동태평양 해령 정도)으로 바꿔 보자. 거리로 보면 해령의 모양이 어떻게 다른가? 이제 가로축을 √(해저 나이)로 바꾸고 다시 속도를 바꿔 보자. 무엇이 달라지지 않는가? 나이를 100백만 년 넘게 키우면 이론 곡선과 관측 경험식이 어떻게 벌어지는가?
판단반무한 냉각 모형은 약 7000만 년보다 젊은 해저에서 잘 맞지만, 오래된 해저는 예상보다 덜 깊다. 맨틀에서 열이 아래로부터 공급되어 암석권이 일정 두께(약 100~125 km)에서 더 두꺼워지지 않기 때문이다(판 모형). 또 “해령에서 솟아오른 마그마가 판을 양쪽으로 밀어낸다”는 생각은 맞지 않다. 해령 밀기는 해령의 분출 압력이 아니라 식은 암석권 전체의 무게가 경사를 따라 미끄러지려는 힘이며, 크기도 슬래브 당김보다 작다.

확인조건이 달라지면

해령 A의 반확장 속도는 1 cm/년, 해령 B는 4 cm/년이다. 두 해령 모두 해령 축에서 400 km 떨어진 곳의 수심을 비교할 때 옳은 것은? (반무한 냉각 모형, 해령 수심은 2500 m로 같다.)

읽기 4

판의 경계에서 멀리 떨어진 곳의 화산과 대륙의 분열은 무엇으로 설명할까?

읽기 · 판구조론과 플룸구조론 · 지진파 단층 촬영 · 지질학적 변동의 원인

판구조론은 지구 표면의 지진과 화산 대부분이 판의 경계에 모여 있다는 사실을 깔끔하게 설명한다. 그런데 하와이처럼 판 한가운데에 있는 화산, 한꺼번에 수백만 km³의 용암을 쏟아낸 거대한 현무암 대지, 판이 맨틀 깊은 곳에서 어떻게 되는지는 판의 움직임만으로 설명하기 어렵다.

1판구조론이 설명하는 것

판구조론은 두께 약 100 km의 단단한 암석권이 십여 개의 판으로 나뉘어 연약권 위를 움직인다고 본다. 판이 멀어지는 발산 경계(해령, 동아프리카 열곡대)에서는 천발 지진과 현무암질 화산 활동이 일어나고, 판이 만나는 수렴 경계에서는 섭입대를 따라 깊이 700 km까지 이어지는 지진대(와다티–베니오프대), 안산암질 화산호, 습곡 산맥이 만들어진다. 판이 어긋나는 보존 경계(변환 단층)에서는 화산 없이 천발 지진이 일어난다. 판을 움직이는 주된 힘은 식어서 무거워진 판이 섭입하며 끄는 힘과 해령 밀기이다.

그러나 판구조론은 지구의 겉껍질, 곧 암석권의 운동학이다. 판 아래 맨틀 전체가 어떻게 움직이는지, 판 내부의 화산은 왜 생기는지는 따로 설명해야 한다.

2지진파 단층 촬영이 본 맨틀

수많은 지진의 주시를 표준 모형(PREM 같은)과 비교하면, 지진파가 예상보다 빠른 곳과 느린 곳을 3차원으로 그려 낼 수 있다. 같은 깊이에서 지진파가 빠른 곳은 대체로 차갑고, 느린 곳은 뜨겁거나 일부 녹은 곳이다. 이렇게 본 맨틀에서 다음 구조가 드러났다.

맨틀 대류를 판과 플룸으로 본 모식도(크기와 위치는 모식). 섭입한 판(파랑)은 일부가 660 km 불연속면 부근에 수평으로 머물다 무거워지면 맨틀 바닥으로 떨어진다. 그 반작용처럼 맨틀 바닥에서 뜨거운 물질이 솟아오른다(빨강).

섭입한 판

지진파가 빠른 판 모양의 띠가 해구에서 맨틀 속으로 이어진다. 일본과 한반도 아래에서는 태평양판이 660 km 부근에 수평으로 길게 머물러 있고(정체된 판), 다른 곳에서는 맨틀 바닥까지 내려간다.

거대 저속도 영역

아프리카 아래와 남태평양 아래 맨틀 바닥에는 지름 수천 km, 높이 수백~천 km에 이르는 지진파 저속도 영역이 두 개 있다. 주변보다 뜨겁거나 조성이 다른 물질로 본다.

열점 아래의 저속도 기둥

하와이, 아이슬란드 등 여러 열점 아래에서 맨틀 깊은 곳까지 이어지는 저속도 기둥이 보고되었다. 기둥의 폭이 좁아 아직 해석이 갈리는 곳도 있다.

3플룸구조론

플룸구조론은 맨틀 전체의 대류를 기둥 모양의 상승·하강류, 곧 플룸으로 설명하는 이론이다. 섭입한 판이 쌓여 무거워지면 차가운 플룸이 되어 맨틀 바닥으로 가라앉고, 맨틀 바닥에서는 이를 보상하듯 뜨거운 플룸이 솟아오른다. 뜨거운 플룸의 머리가 암석권 바닥에 닿으면 압력이 낮아져 대량의 현무암 마그마가 생기고, 꼬리는 오래도록 한 자리에서 열점 화산을 만든다. 판구조론이 암석권의 수평 운동을 다룬다면, 플룸구조론은 맨틀의 연직 운동을 다룬다. 두 이론은 경쟁하는 것이 아니라 맨틀 대류라는 한 현상의 위와 아래를 설명한다.

4지질학적 변동과 그 원인

변동	예	주된 원인
해령의 화산과 천발 지진	대서양 중앙 해령, 동태평양 해령	발산 경계. 맨틀이 수동적으로 올라오며 압력이 낮아져 부분 용융
심발 지진과 화산호	일본 열도, 안데스산맥	섭입대. 판이 끌고 들어간 물이 맨틀의 녹는점을 낮춤
습곡 산맥	히말라야산맥, 알프스산맥	대륙과 대륙의 충돌(수렴 경계)
판 내부의 열점 화산	하와이–엠퍼러 열도, 옐로스톤	뜨거운 플룸의 꼬리 위를 판이 지나감
거대 현무암 대지	시베리아 트랩(약 2억 5200만 년 전), 데칸 트랩(약 6600만 년 전), 온통자바 해대	뜨거운 플룸의 머리가 암석권 바닥에 닿아 짧은 기간에 대량 분출
대륙의 분열	동아프리카 열곡대(아파르 지역), 판게아의 분리	뜨거운 플룸이 대륙을 밀어 올리고 얇게 늘인 뒤 갈라짐. 판의 당김도 함께 작용
해령과 열점이 겹친 곳	아이슬란드	발산 경계 + 뜨거운 플룸. 해령인데도 섬이 해수면 위로 솟음

거대 현무암 대지의 분출 시기는 대멸종 시기와 여러 번 겹친다. 시베리아 트랩은 고생대 말 대멸종과, 데칸 트랩은 중생대 말 대멸종(소행성 충돌과 함께)과 시기가 같다. 플룸 활동이 대기와 해양의 조성을 바꾸어 생물권에 영향을 주었다는 해석이다.

판단“플룸구조론이 판구조론을 대체했다”는 말은 맞지 않다. 지진의 대부분, 화산의 대부분, 산맥의 형성은 여전히 판 경계의 작용으로 설명된다. 플룸구조론은 판 내부 화산, 거대 현무암 대지, 맨틀 바닥 구조처럼 판구조론이 다루지 못한 부분을 보탠다. 또 모든 열점이 맨틀 바닥에서 온다는 증거는 아직 부족해, 일부는 얕은 곳의 상승류로 보는 연구도 있다. 지진파 단층 촬영 영상은 관측소가 적은 바다 밑에서 해상도가 낮다는 한계도 함께 기억해야 한다.

확인조건이 달라지면

어느 대륙 한가운데에서 약 100만 년 동안 수십만 km³의 현무암이 쏟아져 대지를 만들었고, 그 뒤 같은 자리에서 대륙이 갈라지기 시작했다. 주변에는 섭입대가 없다. 가장 알맞은 해석은?