유강민 연세대학교 이과대학 지질학과 및 동대학원 졸업 일본 교토(京都)대 이학부 지질학광물학교실(理學部 地質學鑛物學敎室)에서 이학박 사학위 취득 미 국 하버드대학교 (Harvar d Univ e rsity ) 박사후 연구원( po s t -doc t oral fel low) 미국 오리건대학교 (U n i ve r s it y ofO rego n ) 교환교수 역임 현재 연세대학교 지질학과 교수 주요 논문 : ''M i ne r al assem blage s a nd hea vy min e rals o f s and s ton es from the Pye o n ga n Group in T aeback area, Korea 외 다수 우경식 서울대학교 해양 학과 졸업 미 국 텍사스주립대학 (Texas A & M Univ e rs it y) 석사 미 국 일 리 노이 주립 대 학 (Un iv e rsit y o f I llin o is a t U rban a- C ham p aig n ) 에 서 이학박 사학위 취득 미 국 루이지애나주립대학 ( L o u i s i ana Sta te Univ e rs it y ) 교환교수 역임 현재 강원 대학교 지질학과 교수 주요 논문: ''Ma rin e P is o li te s i il the Ordovic ia n Dong jeo m Format1 0n , Taebaeg Cit y, Korea 외 다수

퇴적암석학

퇴적암석학

저자들은 이 책을 요코, 준, 리라와 연홍, 진희, 진호에게 바칩니다.

머리말 퇴적암은 지구 표면의 75% 를 차지하고 있는 지각을 구성하는 중요한 암석 중의 하나이다. 퇴적암은 암석 내에 포함되어 있는 여러 자원의 개발을 통한 경제적 가치로 인하여 지질학자들의 관 심이 되어 왔으며, 특히 지구 환경의 변화를 이해할 수 있도록 우리에게 매우 귀중한 정보를 제공한다. 에너지 자원으로서 중요 하게 부각된 석유 자원은 거의 90% 이상이 퇴적암에 집적되어 있기 때문에 퇴적학과 함께 퇴적암석학은 퇴적암의 생성과정 및 퇴적암이 겪어 온 역사를 이해하기 위한 지질학자들의 주요 연구 대상이 되어 왔다. 필자들은 퇴적암울 통해서 지구의 역사룰 이해해 보려는 관점 에서 짧은 지식을 토대로 이 책을 만들었다. 이 책은 퇴적암을 통하여 지구 역사의 변천과정, 퇴적암이 형성되기까지의 기본작 용인 풍화 , 운반, 퇴적 메커니즘에 대한 내용과 퇴적암 내에서 발견되는 퇴적구조의 의미, 그리고 퇴적암울 이루는 구성물질을 통하여 퇴적물이 퇴적암으로 변하기까지의 과정을 이해할 수 있 도록 서술하였다 . 이 책은 필자들이 지난 수년간 대학에서 교육하면서 필요하다 고 생각된 부분들을 학부와 대학원 과정의 학생들을 대상으로 쓴 것이다. 퇴적암석학은 그 분야가 너무 광범위하여 쇄설성 퇴적 암, 탄산영암 및 기타 퇴적암의 분야로 나누어서 집필하였으나 부족한 부분에 대해서는 독자들의 조언을 겸허히 받아들이고자

한다. 이 책이 출판되어 나올 때까지 많은 시간을 할애하여 수고를 아끼지 않은 연세대 지질학과의 영종권, 이보경, 이주영과 강원 대학교 지질학과 지옥미, 신영욱 학생들에게 깊은 감사를 드린 다. 아울러 이 책이 출판될 수 있도록 지원해 준 대우재단과 민 음사에 사의를 표한다. 1997 년 6 월 유강민, 우경식

차례

제 2 장 퇴적학의 기본 원리 37

4-3 입자의 모양 (grain shape) • 93

5-2-2-2 침식구조 • 130

망상하천에 의해 퇴적된 역암 164 / 하천 흐름에 의해 퇴적된 역암 165 / 파도에 의해 퇴적된 역암 165 / 조류에 의해 퇴적된 역암 166 / 재이동되어 퇴적된 역암 166

참고문헌 • 224

phopoda) 287/ 키틴류 (Polyplacophora 혹은 chiton ) 288/ 두족류 (Cephalopoda) 288

제 9 장 탄산염암의 속성작용 357(우경식)

9-1-9 천해교질물의 안정 동위원소 성분 • 397

(chemical compaction 혹은 pressure-solution ) 457

짐 모델 (burial compaction model) 505/ 열수순환 모델 (hydrother-mal convection model) 509/ 기타 모델 510

11-1-5 생성 원인이 불확실한 조직들 • 548

제 1 장 서론 1-1 퇴적암과 지구 역사 퇴적암은 물, 바람, 빙하 등의 운반 작용에 의해, 지구 표면에 저온과 저압의 상태로 퇴적된 암석을 지칭한다. 퇴적암은 지구 표면의 대부분을 차지하는데, 대륙의 80% 가 퇴적암이고 해양의 거의 대부분이 퇴적암으로 이루어져 있다. 되적암의 평균 두께는 2.2km 이나, 퇴적암이 형성되는 대륙 및 해양 분지의 형태와 장소 에 따라 매우 다양하게 나타난다. 이들 퇴적암은 화성암, 변성암 과는 다른 성인을 통해 형성되므로 특칭적인 조직, 구조, 광물 조성을 가지고 있으며, 특히 화석을 포함하고 있다. 퇴적암은 지질학 연구에 있어서 많은 의미를 가지고 있는데, 지질 시대 동안 지표면의 고환경에 관한 정보와, 지구상에 존재 했던 생명체에 대한 전화 및 변화에 대한 것을 알려주고, 나아가 서는 지구의 역사를 체계적으로 해석하는 데 매우 중요한 역할을 한다.

퇴적물과 퇴적암(퇴적물이 암석화작용을 거쳐 고결된 것을 퇴적암 이라 칭한다)은 지질 시대의 선캄브리아기로부터 현재에 걸쳐 분 포하고 있다. 지구상에 처음 형성된 암석은 화산암으로 추정되 며, 퇴적암은 지구에 기권과 해양이 형성된 아후에 생성된 것으 로 생각되고 그 시기는 40 억 년 이전으로 추정된다. 지구 표면에 서 퇴적암이 차지하는 면적은 지질 시대가 지남에 따라 증가하고 있는 반면에 화산암은 풍화에 의해 감소하고 있다(그립 1-1). Ronov (1 983) 에 의하면, 퇴적암은 전체 지각 부피의 11% 를 차

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증발암

지하고 무게로는 9.5% 를 차지한다고 한다. 그림 1-1 을 보면, 대륙 전체 분포 면적에서의 퇴적암의 분포 면적 변화는 선캄브리아기에서 신생대로 오면서 명확히 증가해 온 것을 알 수 있는데, 이처럼 지질 시대가 젊어짐에 따라 퇴적 암의 비율이 증가하고 있는 것은 단순히 퇴적률의 증가를 의미하 는 것이 아니라 암석의 풍화 정도가 함께 반영된 것으로 해석해 야 한다. 다시 말하면, 고기의 암석일수록 시간이 지남에 따라

풍화가 진행되었기 때문이다. 그림 1-2 는 지질 시대 동안에 퇴적된 퇴적량을 나타내는 것이 아니고 당시 퇴적된 퇴적량이 지질 시대 를 거친 후 현재 남아 있 는 퇴적량으로 생각할 수 있다. 기원암은 풍화 후 운반되어 퇴적 분지에 퇴적되고, 이후에 매 몰되어 속성작용울 거치게 되는데 이에 관한 것은 각각 관련된 장에서 설명하기로 하겠다. 1-2 퇴적암의 연구 방법 퇴적암을 연구하는 목적은 두 가지로 구분될 수 있다. 첫째로 퇴적암이 퇴적된 퇴적환경의 규명과 퇴적암이 형성되기 위한 퇴 적 분지에 대한 해석이다. 둘째로는 퇴적암이 쌓인 이후에 일어 나는 여러 가지 물리적, 화학적, 생물적 작용(속성작용)을 이해 하기 위한 암석학적 연구이다. 연구 목표에 따라서 연구 방법을 정확히 선택하는 것은 매우 중요하다. 현대에 이르러 매우 발달 된 기술로 암석학을 연구하기 위한 여러 기자재들이 개발되었고 이에 따라 여러 가지 암석학적 연구 방법이 제시되었다. 무엇보 다도 중요한 것은 연구하는 목표에 따라 정확한 연구 방법을 선 택하여 이를 시행하는 데 있다. 좀더 자세한 연구 방법에 대한 정 보는 Krumbe i n 과 Pett ijoh n (1938) , Muller (19 67) , Carver (1971) , Folk (1980) , Lind holm (1987) , Tucker (1988) 등이 정 리 하였다. 퇴적암을 연구하기 위한 여러 연구 방법은 다음과 같다.

1-2-1 야외 조사 퇴적암의 연구는 물론이고 모든 지질학 연구에 가장 기본이 되 는 것이 바로 야의 조사이다. 퇴적암울 연구하기 위한 야의 조사 의 목적은 그 대상 암석에 따라 다르지만, 일반적으로 퇴적암이 퇴적된 되적환경과 속성작용의 이해에 필요한 가장 기초적인 자 료를 수집하는 것이다. 역암에 대한 야의 조사를 통하여 역들의 구성 성분과 기질에 포함된 입자의 크기 및 조성을 이해할 수 있 다. 사암의 경우에도 충실한 야의 조사를 통하여 입자의 크기와 같은 암석의 조직 및 조암광물의 조성을 조사한다. 이암의 경우 에는 야외 조사를 통하여 조사할 수 있는 것들이 매우 제한되어 있으며 주로 암질 및 입자의 크기만을 파악할 수 있을 뿐이다. 또한 충실한 야의 조사를 통해 퇴적암에서 발견되는 여러 퇴적 구조를 상세히 기재하여 주상도를 작성함으로써 퇴적암이 퇴적된 퇴적 환경 규명에 중요한 정보를 제공할 수 있다. 탄산염암의 경우에는 우선 탄산영암을 이루고 있는 암석의 종 류를 파악한다. 탄산염암은 주로 석회암, 석회질 돌로마이트, 돌 로마이트 및 돌로마이트질 석회암으로 이루어져 있는데 10% 염 산으로 반응시켜 이들의 암질을 정성적으로 파악할 수 있다. 또 한 석회암의 경우 석회암 내에 포함될 수 있는 여러 화석의 존재 유무 파악 및 화석의 분류가 가능하고 암석 내에 발달한 퇴적구 조를 조사할 수 있다. 이러한 연구 방법은 석회암의 퇴적환경 규 명에 절대적인 자료를 제공한다. 돌로마이트인 경우에는 돌로마 이트 입자의 크기 및 잔존하여 있는 퇴적구조를 관찰함으로써 돌 로마이트의 생성과정을 이해하는 데 큰 도움을 얻을 수 있다. 이러한 야의 조사 결과는 앞으로 언급할 암석학적인 기재에 매 우 기초적인 자료를 제공하기 때문에 야의 조사에 의하여 충실한

자료를 얻지 못한다면 암석에 대한 상세한 조직적 관찰이나 화학 분석 결과를 통한 암석학적 해석은 그 의미를 많이 잃게 될 것이다. 1-2-2 편광 현미경 퇴적암석학 연구에 있어서 가장 기본이 되며 필수적인 방법이 편광 현미경 (po lariz i n g m ic rosco py)을 이용한 암석의 관찰이다. 쇄설성암석의 경우 편광 현미경 관찰을 통하여 입도 분석을 할 수 있고 조암광물의 조성을 파악할 수 있다. 입도 분석을 위해서 는 일반적으로 박편 한 개당 500 개 이상의 입자를 관찰하는 모드 분석 (modal anal y s i s) 을 실시한다. 관찰된 결과를 이미 제시되어 있는 여러 공식에 대입하여 암석의 평균 입도, 분급도, 왜도 및 첨도를 계산할 수 있다 (Folk 와 Ward, 1957). 또한 입자의 크기 뿐만 아니라 입자의 원마도 및 구형도, 그리고 이를 바탕으로 한 암석의 조직적 성숙도를 파악할 수 있다. 편광 현미경 관찰을 통 하여 쇄설성암의 연구를 하는 또 다른 주요한 이유는 조암광물의 조성을 이해하기 위해서이다. 쇄설성암은 주로 퇴적 분지의 외부 로부터 운반되어 퇴적된 입자들로 구성되어 있으므로, 그 기원지 의 모암의 조성과 운반 거리 및 운반 매체에 따라 퇴적물의 조성 이 매우 다양해질 수 있다. 죽 암석 조성의 관찰 결과로부터 퇴 적물의 공급지를 파악할 수 있고 또한 퇴적된 이후의 속성 역사 룰 이해할 수 있게 된다. 암석 조성을 조사하기 위하여 보통 입 도 분석과 마찬가지로 박편 한 개당 약 300~500 개 이상의 입자 롤 모드 분석하여 구성 광물을 파악한다. 또한 이렇게 파악된 구 성 입자의 함량에 따라 쇄설성암을 분류할 수 있다. 역암의 경우 역을 이루는 입자의 광물 조성은 주로 야외에서 관찰되지만, 각 역들에 대한 조암광물의 파악도 현미경적 관찰을 통하여 좀더 상

세히 이루어질 수 있다. 특히 역암 사이를 이루는 기질을 대상으 로 하는 광물 조성 연구는 현미경적 관찰을 통해서 자세하게 이 루어질 수 있다. 이암의 경우 이암을 이루고 있는 입자들이 대부 분 세립질이므로 편광 현미경하에서 얻을 수 있는 정보는 그리 많지 않다. 하지만 입자들이 미사 크기로 이루어져 있을 경우에 는 그 입자들의 광물 조성을 추정할 수 있다. 또한 야의 조사시 관찰하지 못하였던 퇴적구조들이 박편 관찰을 통하여 추가될 수 있다. 탄산영암의 경우에도 쇄설성암과 마찬가지로 편광 현미경을 통 한 조직 및 구성 요소의 관찰은 매우 기본적이며 중요한 분야이 다. 일반적으로 탄산염 입자들은 대부분 생물체의 골격질 성분으 로 되어 있기 때문에, 이들을 이루는 광물 성분과 미세구조는 각 각의 생물 종류에 따라 달라지게 된다 (8 장의 탄산염 입자편을 참 조할 것). 탄산영암울 이루고 있는 입자들의 경우 편광 현미경 관찰을 통 하여 입자를 공급한 생물의 종류가 대부분 구별될 수 있다. 특히 석회암의 경우, 이러한 조사를 통하여 석회암이 퇴적된 환경이 규명 될 수 있다 (F lilg el, 1982 ; Carozzi, 1989). 석회 암의 연구에서 는 쇄설성 퇴적암과는 달리 암석학적인 연구가 석회암의 퇴적 환 경 규명을 위한 매우 중요한 방법이 된다. 왜냐하면 석회암은 대 부분의 구성 요소가 의부로부터 운반되어 온 것이 아니라 대부분 이 그 자리에서 퇴적된 것이기 때문이다. 따라서 구성 요소의 상 세한 관찰은 석회암이 쌓였던 퇴적 환경을 규명할 수 있게 한다. 탄산영암의 현미경 관찰의 또 다론 주요한 목적은 탄산염암이 퇴적된 후 겪었던 속성작용 연구에 있다. 속성작용 연구를 위한 현미경 관찰은 탄산염암이 퇴적된 이후에 거친 속성사를 이해하 는 데 많은 도움을 준다. 탄산염 퇴적물은 지표면에서도 속성 작

용에 매우 민감하기 때문에 퇴적된 이후 곧 변질이 되어 여러 가 지 조직을 남기게 된다. 이러한 조직의 변화는 편광 현미경을 이 용하여 관찰이 가능하다. 물론 앞으로 언급할 여러 지화학적 분 석 방법과 주사전자 현미경을 이용한 조직적 관찰이 탄산염암의 속성작용 역사를 좀더 자세하게 이해하는 데 큰 도움을 준다. 1-2-3 주사전자 현미경 주사전자 현미경 (scannin g electr o n mi cr oscop e : SEM) 은 최근에 암석의 조칙 관찰을 위해 많이 활용되고 있는 기자재 중의 하나 이다. 주사전자 현미경은 편광 현미경에서 인지할 수 없는 암석 의 미세조직을 고배율하에서 관찰할 수 있게 한다. 쇄설성암의 경우 석영 입자의 표면 구조에 관한 연구는 석영 입자가 어떠한 운반 매체를 통하여 이동되었는가에 대한 정보를 알려 준다. 또 한 암석학적 연구 중의 하나인 속성사의 연구를 위하여 주사전자 현미경은 편광 현미경에서 인지할 수 없었던 여러 속성 광물을 파악하게 함으로써 속성 단계를 이해할 수 있게 한다. 예를 들면 점토 광물로 이루어진 교질물의 분류가 가능하고, 입자의 용해된 정도 및 한 광물이 다른 광물에 의하여 치환된 과정을 알려줄 수 있다. 석회암의 경우 석회암을 이루고 있는 구성 입자의 상세한 미세구조나 이들이 변질을 받아 다론 광물로 치환되는 과정을 파 악할 수 있다. 주사전자 현미경은 주로 표면의 조직과 형태를 관 찰하기 위해 사용되어 왔지만 최근에 이르러 주사전자 현미경의 여러 기능을 다양하게 이용함으로써 기존의 조직적 관찰 이의에 도 많은 암석학적 정보를 얻고 있다. 그 중 하나는 back- scatt er ed 전자상을 이용하는 방법이다. 이 방법은 구성 성분의 차이에 따라 관찰하는 부분의 명암도가 달라지게 되므로 광물 내

의 성분조성의 차이를 쉽게 알려준다. 또한 주사전자 현미경에 원 소 정 성 분 석 장 치 (Energy Dis p e rsiv e X- ra y Mi cr oana!yz er ; EDAX) 를 부착하면 조암 광물의 정량적인 화학 조성은 알 수 없 으나 원소의 정성 분석이 가능하여 광물의 종류를 파악할 수 있 다. 1- 2 ~ 4 필 암석의 조직적 관찰을 위하여 일반적으로 박편을 제작하여 관 찰하지만 때에 따라서는 아세데이트지 (ace t a t e) 를 이용한 필 (pe el) 을 만들어 서 관찰하기 도 한다. 석 회 암인 경 우 연마편을 10% 영산에 30 초 정도, 돌로마이트안 경우 약 45 초 정도 부식시 킨 후 착색이 필요한 경우에는 착색액을 사용하여 착색한다. 부 식된 연마편에 아세톤 용액을 2~3 초 부은 후 제거시킨 다음, 바 로 아세테이트지를 부착시켜 약간의 압력을 가하면 암석에 있는 조직적 정보가 아세데이트지에 남게 되는데, 이들을 편광 현미경 이나 주사전자 현미경으로 관찰함으로써 조직적 정보를 얻을 수 있다. 1-2-5 착색법 착색 법 (sta i n i n g ) 은 퇴 적 암의 조암 광물 파악을 위 하여 매 우 유 용한 방법 중의 하나로 탄산염암의 조성 광물을 구별하는 데 혼 히 이용된다• 또한 쇄설성암을 관찰하는 경우에도 세립질 입자로 이루어전 이암 내에 포함되는 미사 크기의 석영과 장석은 현미경 하에서는 구별하기가 매우 어렵기 때문에 이 방법이 흔히 이용된 다. 특히 사암 내의 칼륨장석을 용이하게 판별하기 위하여 나트

륨 코발트니 트라이 트 (sodiu m cobaltin i t ri t e) 로 착색 한다. 탄산영 암 의 경 우 Aliz a rin e Red S 를 이용한 착색 법 을 통하여 탄산영 암에 포함되어 있는 방해석과 돌로마이트를 쉽게 구별할 수 있으며, Pota s siu m Ferric ya nid e 착색 액 을 사용하면 방해 석 과 돌로마이 트 내에 철이 많이 함유되어 있을 경우 철의 함량에 따라 착색되 는 정도가 달라지기 때문에 정성적인 화학 조성도 파악된다. 또 한 탄산염 광물 중 아라고나이트는 Feig l' s Soluti on 착색액을 사 용하여 구별이 가능하며, 방해석 중에서도 고마그네슘방해석을 저마그네슘방해석과 구별하기 위하여 Harris ' Hemato xil y n 착색 액이 이용된다 (Fr i edman, 1959). 이 의에도 탄산염 광물로부터 석고나 마그네사이트와 같은 광물둘의 구별이 가능하다. 착색법 은 지화학적인 분석 결과를 거치지 않고 주로 박편 관찰시에 손 쉽게 광물을 구별할 수 있는 아주 경제적인 방법 중의 하나이다. 또한 앞에서 언급하였듯이 필을 만들어 암석의 조직을 관찰할 경 우 필 자체를 착색시켜 관찰하는 방법도 제시되었다 (Ka t z 와 Frie d man, 1965) . 1-2-6 음극선발광법 음극선발광범 (ca th odolum i nescence) 은 최근에 많이 이용되는 방법 중의 하나로 쇄설성암과 탄산영암의 연구에 모두 적용된다. 쇄설성암에서는 주로 석영의 과성장 (over g row t h) 을 구별하기 위 하여, 혹은 석영 자체의 색에 따라 석영의 기원을 추정하기 위하 여 흔히 사용한다. 탄산영암에서는 음극선발광범을 사용할 경우 단결정으로 이루어진 방해석과 돌로마이트 내에 여러 개의 대상 으로 자란 성장분대 (zona ti on) 가 보여지는데, 이러한 것은 속성 역사를 규명하는 데 중요한 정보를 제공한다. 또한 음극선발광범

은 현생 환경에서 자란 생물둘은 모두 발광을 하지 않고 이들이 변질될 경우에만 발광을 하는 경향을 보이므로 화석의 보존 상태 를 추정하는 데에도 이용된다. 왜냐하면 음극선발광은 주로 방해 석 내 의 Mn/Fe 의 비 에 의 하여 조철 이 되 는데 (Machel, 1985) , 현 생 환경은 대부분 산소가 풍부한 환경이므로 해수 내의 Mn 과 Fe 의 함량이 매우 낮아서 이들 환경에서 침전된 탄산염 광물들 도 낮은 Mn 과 Fe 의 값을 갖기 때문이다. 음극선 발광법은 광상 의 생성 환경 규명을 위해서도 많이 적용되는데, 이는 광맥 내에 배태된 방해석이나 돌로마이트의 성장 과정을 이해하는 데 주요 한 정보를 제공할 수 있기 때문이다. 1-2-7 X- 선 회 절분석 법 x- 선 회절분석법 (X-ra y d iffr ac t ome t er; XRD) 은 이암과 탄산 영암을 연구하는 데 흔히 사용되는 방법 중의 하나이다. 이암은‘ 주로 세립질의 입자로 구성되어 있고 대부분이 많은 점토 광물을 함유하고 있으므로 편광 현미경만으로는 많은 정보를 얻기가 어 렵다. 따라서 세립질의 암석으로 이루어진 이암의 광물 조성을 파악하는 데에는 X- 선 회절분석법이 거의 필수적이라 할 수 있 다. 또한 X- 선 회절분석법은 탄산염암 내에 포함되어 있는 방해 석과 돌로마이트의 광물학적 특성의 연구를 위해서도 주요한 도 구로 사용된다. 죽, 방해석 내의 M g 2+ 의 함량과 돌로마이트 내 의 스토이키오메트리 (s t o ic h i ome try)와 오더링 (order i n g)을 파악한 다. 또한 X- 선 회절분석법은 주로 화산재나 · 규질성 연니가 속성 변질된 처어트를 연구할 때에도 그 암석 내에 포함되어 있는 여 러 광물들을 구별하는 데 많이 이용된다.

1-2-8 X- 선 라디오그라피 x- 선 라디오그라피 (X- ra y rad i o g rap h y)는 일명 소프트 X - 선 (soft X-ra y)이라고도 한다. 이 방법은 이암이나 현생 퇴적물의 코어 (core) 속에 존재하지만 노두에서는 쉽게 관찰되지 않는 퇴 적구조에 X- 선을 두과하게 되면 암석이나 퇴적물 내의 미세한 성분 차이에 따라 구조가 나타나는 특성을 이용한 것이다. 이러 한 방법으로 퇴적물이나 퇴적암 내에 포함되어 있는 사충리, 연 혼 및 생교란 구조와 같은 여러 퇴적구조의 구별이 쉽게 이루어 질 수 있다. 또한 암석 내에 존재하고 있는 구조 중 육안으로 확 인될 수 없는 아주 미세한 나무 뿌리 구조나 아주 희미한 총리 구조도 관찰될 수 있다. 1-2-9 Na-Bi su lfa te 분산법 Na-Bi su lfa te 분산법 (Na-Bi su lfa te fus io n ) 은 주로 이 암을 연구 하기 위하여 사용되는 방법이다. 이 방법은 이암 내에 있는 점토 광물이나 그 의의 다른 물질로부터 석영과 장석을 분리하기 위해 사용되는 방법이다. 이 방법을 이용하면 이암 내의 석영과 장석 울 분리하여 관찰함으로써 이암에 관한 많은 정보를 얻어낼 수 있다. 1-2-10 지화학 분석법 퇴적암의 암석학적 연구를 위하여, 특히 속성작용이나 광물 조성을 좀더 상세히 연구하기 위하여 여러 가지 지화학적 분석 (ge ochemi cal analys i s ) 을 하게 된다. 지 금부터 여 러 지 화학적 분

석을 위하여 사용되는 방법 및 기자재들을 간략히 소개하고자 한다. ® X- 선 형 광 분석 범 (X-ray fluo rescence ; XRF) x - 선 형광 분석기는 암석 내에 있는 주구성 원소들울 분석하 기 위하여 사용되는 기재이다. 특히 주로 규산염 광물로 이루어 전 암석의 경우 규소나 그 이의의 다른 주원소들을 분석하기 위 하여 많이 사용되며 또한 탄산영암에서도 방해석과 돌로마이트 특히, 돌로마이트 내의 마그네슘 함량을 구하기 위하여 사용된다. ® 전자 현미분석기 전자 현미분석 기 (electr o n pro be mi cr oanalyz er 혹은 mi cr o- pro be; EPMA) 는 박편이나 암편 내의 어떤 특정한 광물이나 광 물의 한부분 내에 존재하는 주구성 원소 및 여러 부원소들을 정 량 분석하기 위하여 사용될 수 있는 기자재이다. 이 기재를 이용 하면 쇄설성암과 탄산염암에 포함되어 있는 조암 광물 내의 어느 특정 부분에 대하여 여러 원소들을 분석할 수 있다. 이러한 분석 을 통하여 조사 대상 암석의 조암 광물의 성분과 속성작용 동안 에 생성된 교질물 및 속성 변질 광물둘을 분석할 수 있으며 이는 퇴적암의 속성작용에 대한 연구에 매우 중요한 정보를 제공한다. ® 원 소 분석 법 [ato m i c absorpt ion spe ctr o p h oto m ete r (AAS) 혹은 ind ucti ve ly coup le d pla sma spe ctr o mete r (ICP-AES) ] 이들은 암석학적인 기재를 마천 후에 광물을 생성시킨 속성수 의 화학적 상태를 규명하기 위하여 흔히 사용되는 분석 기자재들 이다. 분석하고자 하는 광물을 분리하여 산에 용해시킨 후 그 용 액을 이들 기자재를 통하여 분석함으로써 광물 내에 포함된 미량 원소 성분을 알아낼 수 있다. 이러한 미량원소 성분들은 속성수

의 화학적 상태(속성수의 기원 및 산화도)를 규명하는 데 중요한 정보를 제공한다. ® 안정 동위 원 소 질 량 분석 법 (sta b le iso to p e mass spe ctr o mete r ) 이 기재는 속성 광물 내에 존재하는 광물들의 안정 동위원소 성분비를 측정하기 위해 사용되는 것이다. 주로 규산염 광물이나 탄산염 광물인 경우에는 산소 동위원소 및 탄소 동위원소가 분석 되며 이 결과는 이러한 광물들이 침전되는 데에 필요한 온도 및 속성수의 화학적 조건에 대한 정보를 제공한다. 또한 황화 광 물이나 황산염 굉물 내의 황 동위원소를 분석하여 이용하기도 한다 . ® 히 팅 스 테 이 지 (heati ng sta g e) 이 기자재는 주로 광상을 배태시킨 열수의 물리, 화학적 조건 을 규명하기 위해서 사용되었던 기기로서 최근에는 퇴적암의 속 성 환경을 규명하는 데에 많이 이용되고 있다. 특히 속성수로부 터 성장한 속성 광물들, 죽 석영이나 방해석과 같은 광물들 내에 포함되어 있는 유체 포유물을 분석함으로써, 이 광물들이 생성된 온도와 속성수의 화학 조건(영도)에 관한 정보를 얻을 수 있는 기재이다. 참고문헌 Ag e r, D. V., 1981, The Natu r e of the Str a ti gra p hi c a l Record, 2nd ed., Joh n Wi ley & Sons, New York, 122p . Carver, R. E., 1971, Procedures in Sedim enta ry Petr o logy , W ile y -I nte r s- cien ce, New York, 653p . Carozzi, A. V., 1989, Carbonate Rock De po sit ion al Models-A Mi -

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제 2 장 퇴적학의 기본 원리 2 기 풍화과정과 풍화생성물 지구의 표면에는 화성암, 변성암 및 퇴적암 등 여러 종류의 암 석이 노출되어 있다• 잘 알려진 바와 갇이 화성암과 변성암은 각 각 높은 온도와 압력하에서 생성된 암석이므로 이러한 암석들이 지표에 노출되면 풍화라는 과정을 거치게 된다. 이 풍화과정을 통하여 쇄설성 퇴적암의 퇴적물이 공급되기 시작한다. 화성암과 변성암은 지표의 조건보다는 더 높은 온도와 압력에서 생성되었 기 때문에 지표에 노출되면 각각의 암석을 이루는 광물들이 화학 적으로 불안정한 상태가 되어 풍화작용을 받는다. 풍화과정을 통 하여 다양한 풍화생성물이 만들어지고 풍화작용이 일어나는 속도 논 지표의 조건, 죽 물의 양과 온도 차이 등에 따라 달라지게 된 다. 또한 풍화과정을 거치는 광물의 종류에 따라 풍화생성물도 달라지게 된다. 죽 정장석이 풍화되어 방해석이 만들어질 수는 없다. 왜냐하면 정장석 내에는 방해석을 생성할 수 있는 칼슘 이

온이 존재하지 않기 때문이다. 방해석이 생성되기 위해서는 칼슘 이온을 포함하고 있는 광물(사장석, 휘석 등)들이 풍화 를 받아 칼 슘 이온을 공급해야만 하는 것이다. 따라서 화성암과 변성암 내 의 다양한 광물들은 각기 다양한 풍화생 성 광물을 만들고 이 러 한 풍화생성물들은 운반 매체를 통하여 퇴적 분지에 공급된다. 위에서 언급한 바와 같이 지표에 노출된 광물이 화학적으로 변 질되는 과정이 화학적 풍화이지만 화성암과 변성암같이 지표의 조건보다 높은 압력하에서 생성된 암석들은 지표에 노출되면 지 표의 물리적 조건에 따라 더 작은 크기로 부서지게 된다. 이러한 분해작용은 압력의 차이뿐만 아니라 식물이나 동물 혹은 미생물 의 영향을 받을 수도 있다. 이렇게 화학적 변질이 일어나지 않으 면서 기계적으로 입자의 크기가 작아지는 풍화작용을 기계적 풍 화라한다. 풍화작용이 일어나는 속도는 풍화를 받는 암석이 노출된 주위 의 환경에 따라 매우 달라지게 된다. 죽 수분이 많고 생물의 작 용이 활발한 지역에서는 풍화가 활발히 일어나지만, 수분이 적고 생물의 영향이 적은 곳에서는 풍화속도가 느려진다. 특히 풍화작 용의 절대적인 영향을 미치는 것이 지표에 살고 있는 식물체이 다. 고생대 실루리아기에 육지에 서식하기 시작하였던 육상 식물 은 화학적 풍화과정을 일으키는 지표수의 산도에 많은 영향을 주 었다. 왜냐하면 식물이 죽은 후 토양에 남으면 박테리아에 의하 여 곧 부패되어 토양의 산도를 강하게 하기 때문이다. 2-1-1 화학적 풍화 (chem i cal weath e rin g ) 화학적 풍화를 통하여 이미 존재하던 화성암과 변성암울 변질 시키고 퇴적물의 공급원을 형성하기 위하여 가장 중요한 요인이

되는 것은 풍화가 이루어지는 지역의 기후이다. 기후는 풍화를 받는 지역의 온도, 물의 양 및 식물체의 분포를 조철한다. 식물 체는 죽은 후 쌓여서 부패과정을 거치면서 토양 내에 존재하는 토양수의 산도를 조절(이러한 산도는 유기산에 의하여 높아지거나 호흡작용에 의하여 생성된 이산화탄소의 양에 의하여 높아짐)하여 이 미 존재하던 암석을 쉽게 부식시킨다. 일반적으로 온대 지역에 서식하는 식물체가 부패함에 따라 발생하는 이산화탄소의 양은 토양 내의 대기보다 10-100 배 정도 크다. 화학적 풍화를 설명하 기 위 하여 화강암과 현무암에 영 향을 주는 화학적 풍화를 각각 비교하여 설명하려고 한다. 왜냐하면 화강암과 현무암에 존재하 는 조암 광물들은 매우 다양하고, 이 광물들이 풍화과정을 거쳐 서 만드는 풍화생성물은 다른 암석의 조암광물로부터 생성되는 풍화생성물과 비슷하기 때문이다. 단, 화강암과 현무암을 분류하 여 설명하는 것은 이들을 이루고 있는 광물의 크기와 구성 성분 의 차이가 크기 때문에 각 암석이 풍화되는 속도가 차이가 나기 때문이다. 2- 1 -1-1 화강암 도로 공사룰 하는 곳은 어느 곳이나 지표에 신선한 암석이 노 출되 어 있다. 암석 내 에 는 ` 쪼게점 면 (cleavage pla ne) 이 발달한 장 석이나 휘석, 그리고 석영과 같은 조암 광물들이 거의 변질을 받 지 않은 상태로 있다. 하지만 몇 년 후에 이 지역을 다시 찾아가 게 되면 이 지역의 노두가 많이 변화한 것을 관찰하게 된다. 이 지역은 이미 식물체에 의하여 덮여 있으며 많은 조암 광물들이 변질되어 있는 것을 발견할 수 있다. 이러한 변화는 왜 일어나는 가? 우선 변화가 가장 활발히 일어난 곳을 살펴보면 주로 입자 와 입자와의 경계나 쌍정 (t w i nn i n g)이 있는 부분, 쪼개점면이 있

는 부분, 그리고 암석의 균열이 있는 부분에 변질이 활발하게 일 어났다는 것을 알 수 있다. 이러한 것은 풍화작용을 일으키는 물 이 암석 내의 약한 부분을 따라서 침투하여 그곳의 광물을 우선 적으로 변질시켰음을 의마한다• 하지만 화강암울 이루는 조암 광 물 모두가 다 같은 정도로 변질을 받는 것은 아니다. 일부 광물 들은 다론 광물보다 변질되는 정도가 훨씬 더 심한 것을 알 수 있다. 예를 들면 휘석, 혹운모나 사장석은 정장석이나 백운모와 갇은 광물보다 훨씬 더 변질을 잘 받으며, 석영과 같은 광물은 거의 변질을 받지 않은 상태로 발견된다. 이러한 여러 광물들의 변질 정도를 조사하여 보면, 여러 광물들 간에 서로 변질되는 정 도의 차이는 항상 일정하다는 것을 알 수 있다. 화성암이 생성되 는 마그마는 보웬의 반응 계 열 (Bowen's reacti on serie s ) 에 따라 광물이 정출된다고 알려져 있는데, 보웬의 반응 계열에서 먼저 정출된 광물일수록 풍화작용에 의한 변질을 쉽게 받는다. 그 이 유는 다음과 같이 설명될 수 있다. 첫째로, 보웬의 반응 계열에 따라 정출되는 광물들 중 감람석이 가장 먼저 정출되는데 이것은 감람석이 가장 높은 온도에서 정출되었음을 의미한다. 이는 감람 석이 다른 광물들보다 더 높은 온도하에서 안정한 상태에 있다는 것을 의미한다. 그렇다면 보웬의 반응 계열에서 가장 먼저 정출 된 감람석과 가장 나중에 정출된 석영을 비교해 보면 석영이 감 람석보다는 지표의 온도와 더 가까운 조건에서 정출되었음을 알 수 있다. 이러한 온도의 관점에서 보아도 감람석이 석영보다 변 질될 가능성이 더 높음을 알 수 있다. 둘째로, 보웬의 반응 계열 에서 정출되는 광물들은 그 정출 순서에 따라 내부 결정 구조가 달라진다. 감람석은 단독 사면체, 휘석류는 한 개의 사슬 구조, 각섬석은 두 개의 사슬 구조, 운모류는 판상 구조, 그리고 석영 및 장석류는 망상 구조를 가지고 있다. 이러한 구조는 각 사면체

내의 산소의 공유결합의 수와 밀접한 관계를 보여주고 있는데 정 출되는 순서가 늦울수록 산소 공유 결합의 수는 많아지게 된다. 죽 석영이나 장석류는 사면체의 꼭지점에 위치하는 네 개의 산소 가 모두 인접한 사면체와 공유 결합을 하고 있기 때문에 풍화에 가장 강한 광물인 것이다. 따라서 풍화작용에 의하여 변질되는 광물의 순서는 그들이 생성된 물리, 화학적 조건과 광물 자체가 가지는 결정 구조에 의하여 결정된다고 할 수 있다. 그러면 화강암 내에 포함되어 있는 조암 광물 각각의 풍화변질 과정을 살펴보자. 우선 K+ 를 포함하고 있는 정장석은 풍화를 받 으면 백운모(혹은 세리사이트 (ser icit e), 혹은 일라이트(illit e) ）로 변 질되며, 규산과 K+ 이온이 유리된다. 이러한 과정은 다음과 같 은 방정식으로 요약될 수 있다 (Gold i ch, 1938). 3KA!S i 3 아 + zH+ + 12H20 --. KA J 3S i 301 。 (OH) 2 + 6H4Si0 + zK+ (정장석) （백운모) 이러한 백운모가 계속적인 풍화를 받게 되면 카울리나이트 (kao li n it e) 가 형성되며 백운모 내에 포함되어 있던 K+ 이온이 유리된다. 이러한 과정은 다음과 같은 식으로 요약될 수 있다. 2KAkS i 30(1 백。 (운O모H) ) z + 2H+ + 3H20-. 3A（lz카S올i리a O 4 s 이(O트H) ) • + 6H.Si0 4 + 2K+ 고용체상으로 존재하는 사장석들은 사장석이 원래 포함하고 있 던 양이온의 종류에 따라 풍화생성물이 달라지게 된다. 알바이트 (albit e) 와 아놀사이 트 (anort hi t e) 의 풍화과정 은 아래 와 갇은 식 으 로 요약할 수 있다. Albit e + H20 + H+ _-+ Na-montm o ri llo nit e + H4Si0 4 + Na+ Anort hite + H20 + H+ -+ Ca-montm orill on it e + H.SiO . + Ca2+ 죽, 화성암울 이루고 있는 장석류의 풍화과정은 산도를 지시하

는 수소 이온의 농도와 물이 결합하여 원래 풍화된 광물이 가지 고 있던 양이온을 포함하던 점토광물과 규산, 그리고 풍화된 광 물이 포함하던 주요 양이온이 유리되는 과정이다. 이러한 과정은 만일 풍화변질을 받는 광물들이 철을 함유하고 있을 경우에는 그 반웅 과정이 약간 달라지게 된다. 철은 조암광물 내에서 보통 +2 가로 존재하지만 물의 영향을 받아 산화되면 곧 수화되어 [Fe (OH)3] 의 형태로서 침전된다. 이러한 과정을 화학식으로 표시하 면 아래와 같다. (Ca, Na) (Mg , Fe, Al ) (Si, Al ) 요 + H+ + H20 -一 Ca-montm orill on it e + H4Si0 4 + Ca2+ + Na+ + Fe (OH) 3 생성된 철수산화물은 시간이 지남에 따라 물이 빠져나와서 적 색을 띠는 적철석 (hema tit e) 으로 변하며 이 과정은 아래와 같이 표시된다. 2Fe (OH) 3 一 Fe203 + 3H20 (적 천 석) 화강암을 이루는 광물 중에서 판상의 형태를 띠는 광물은 흔히 판과 판의 약대를 따라서 변질이 일어난다. 흑운모의 경우를 살 펴보면 변질되지 않은 흑운모는 일반적으로 광택이 좋으며 매우 견고하지만 풍화를 받아 화학적 변질이 일어나게 되면 흑운모의 색은 점차 담갈색을 띠게 된다. 풍화변질된 흑운모류의 판을 관 찰하면 판의 색은 중심부에서 어둡게 보이고 판의 바깥쪽(죽 변 질대)으로 갈수록 노란색으로 변화한다는 것을 쉽게 관찰할 수 있다. 박편하에서 관찰하면 이러한 색의 차이는 철이온이 흑운모 로부터 유리되면서 발생하는 것이라는 것을 쉽게 인지할 수 있는 데, 그 이유는 흑운모로부터 유리된 철이 쪼개점면 내에서 철수 산화물로 침전되기 때문이다 (Bus ti n 과 Matt he ws, 1979). 이러한

표 2-1 화성암을 구성하는 조암광물의 화학적 풍화반응의 요약 (Blatt , H., 1982) 풍화반응광물과 다른 요소 풍화생성물 풍화광물 기타 풍화생성광물 기타 K - 장석 H20, H+ 일라이트 용해된 규소 견운모(흑운모) K 저온 Na - 장석 H20, H+ Na- 몬모릴로나이트 용해된 규소 Na + 이온 Ca - 장석 H2 0 , H+ Ca- 몬모릴로나이트 용해된 규소 Ca” 이온 휘석류 H2 0, H+ Ca-Na- 용해된 규소 각섬석류 몬모릴로나이트 Ca” 이온 흑운모 N 갑이온 M g 2+ 이온 철수산화물(침전물) 감람석 H20, H+ 서펜틴 (Serp e nti ne ) M g 2+ 이온 (anti go rite + chrys o ti le) 철수산화물(침전물) 철수산화물은 박편하에서 뿐 아니라 주사전자 현미경하에서도 매 우 쉽게 인지할 수 있다. 풍화가 일어남에 따라 판상으로 이루어 전 흑운모는 그 판과 판의 결합력이 약해져서 서서히 갈라지게 된다. 혹운모가 풍화를 받으면서 이렇게 판들이 갈라지는 것은 화강암 자체의 균열을 야기시키기도 한다. 혹운모가 계속적인 풍 화를 받게 되면 궁극적으로는 카울리나이트나 깁사이트(gi bbs it e) 로 변할 수 있다. 이제까지 설명되었던 화강암 내의 조암 광물이 풍화작용을 받아 변질되는 과정과 풍화생성물은 표 2-1 에 요약되 어 있다.

2-1-1-2 현무암 현무암의 풍화는 화강암의 풍화와 매우 비슷하다. 죽 화강암내 에 포함되어 있던 조암 광물이 현무암 내에도 포함되어 있을 경 우 풍화를 받으면 같은 종류의 풍화생성물이 생성된다. 하지만 화강암과 현무암의 풍화속도를 비교해 보면 현저한 차이를 보인 다. 풍화속도 이의에도 풍화생성물의 양에서 현무암과 화강암은 차이룰 보여 준다. 그 이유는 현무암은 화강암에 비하여 고철질 암으로 철과 마그네슘의 함량이 높은 조암 광물로 이루어져 있기 때문이다. 현무암과 같은 고철질, 그리고 비현정질 조직을 가지 고 있는 암석이 화강암에 비하여 풍화의 속도가 매우 빠른 것은 다음과 같은 이유 때문아다. 첫째, 칼슘을 가지고 있는 사장석류와 휘석류는 알칼리 사장석 류에 비하여 규소 (s ili ca) 의 함량이 적다. 이것은 전에 언급한 바 와 같이 사면체 사이에 산소를 공유하는 공유 결합의 수가 더 적 어서 화학적인 변질이 쉽게 일어날 수 있음울 의미한다. 둘째, 화학적 풍화는 주로 암석의 표면에서 일어나는데 현무암 의 표면적이 화강암보다 훨씬 더 넓기 때문에 풍화속도가 빠르 다. 그 이유는 현무암을 이루는 입자의 크기가 화강암보다 작기 때문이다. 셋째, 현무암은 화산이 분출한 후에 흐르던 용암이 급속히 냉 각되어 형성된 암석이다. 따라서 현무암 내의 기질은 많은 부분 이 유리질로 이루어져 있다. 유리질은 비정질이므로 결정질보다 는 변질되는 속도가 매우 빠르다.

0=c/°\ /:2\C H2

지표에 노출되었던 암석은 풍화를 받았으나 토양이 거의 발달하 지 못하였다. 즉 식물체가 풍화과정을 통하여 암석을 변질시키는 힘은 매우 크다. 식물은 살아 있는 동안에 광합성과 호흡작용을 통하여 산소와 이산화탄소를 모두 이용하지만 죽게 되면 유기물 이 분해되면서 이산화탄소를 발생시킨다. 또한 식물체가 부패하 면서 풍화과정에 중요한 영향을 미치는 유기산이 생성되며, 이러 한 유기산은 킬레이션 (chela ti on) 을 일으킨다. 킬레이션은 고리구 조 내에 금속 이온을 포함시킬 수 있는 작용이다. 그립 2 - 1 과 갇 이 두 개의 고리 구조 내에 금속 이온을 포획할 수 있는데, 이러 한 포획작용은 실제로 그 이온이 물속에 존재하고는 있으나 포획 물로 잡혀 있기 때문에 이온으로서 존재하는 것은 아니다. 이러 한 작용은 토양수 내에서의 광물의 용해도를 증가시키며, 이러한 용해도의 증가로 실제로 물속에 이온이 녹아 있을 수 있는 양보 다 훨씬 더 많은 양의 이온이 용해될 수 있다. 이러한 용해도를 실 제 용해 도 (ap pa rent solubil ity) 라고 한다. Si 4+ , Al3+, Fe2+, Mg 2+ , Ca2+, Na2+, K+ 등과 같은 대부분의 이온돌은 킬레이션 작용의 영향을 받는다. 일반적으로 이온반경이 작을수록, 그리고 이온가가 높을수록 킬레이션이 잘 되는 경향이 있다. 킬레이션작 용은 광물이나 기타 불용성으로 존재하는 고체로부터 이온을 추 출하고, 유리된 이온돌은 운반매체를 통해 운반되어 궁극적으로

퇴적분지에 침전된다(B la tt , 1982). 2- 1 -1-4 온도 온도는 화학적 풍화에 매우 중요한 역할을 한다. 풍화작용이 일어나는 곳에서 온도가 높아지면 암석이 부식되는 속도가 빨라 지고 점토광물이 생성되는 양이 매우 많아지게 된다. 실제로 대 기 온도에 따른 토양 내의 점토광물의 양은 거의 비례하는 경향 을 보여 주고 있다(그립 2-2 ). 또한 온도가 매우 높은 지역에서 는 한 종류의 광물아라도 풍화정도의 차이에 따라 온도가 낮은 지역과는 다른 광물을 생성시킬 수도 있다. 즉 앞에서 언급했던 바와 같이 정장석이 풍화되면 백운모가 형성되지만, 이러한 백운 모는 온도가 높은 지역에서 풍화과정이 지속적으로 일어나면 카 올리나이트가 된다. 따라서 풍화생성물 내에 포함되어 있는 점토 광물의 종류에 따라 과거 그 지역에 미친 고기후의 영향을 추정 할 수도 있다. 2-1-1-5 해저 풍화작용 일반적으로 풍화작용은 암석이 대기와 접촉되어 있는 지역에서 일어나는 것이라고 간주되어 왔다. 하지만 해저에서도 풍화과정 이 물과 암석이 접촉하는 부분에서 일어날 수 있는데, 이러한 것 울 우리는 해 저 풍화작용 (submarin e weath erin g ) 이 라 한다. 이 러 한 풍화 변질작용은 대양저산맥 부근에서 마그마가 멘틀로부터 울라와 갈라지는 열곡 부근에서 매우 활발히 일어나게 되는데, 이곳에서는 열곡을 따라 상승한 물의 온도가 매우 높기 때문에 열수 변질작용 (hy dr oth e rmal alte r ati on ) 이 라고 부르기 도 한다. 해 저에서 일어나는 변질작용(풍화작용)은 육상에서 일어나는 풍화 작용과 매우 비슷하다. 예를 들면 남가주 해안의 대륙 주변부 해

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저에 노출되어 있는 화강섬록암의 변질작용은 대기에 노출되어 생기는 풍화작용과 바슷한 양상을 보이는데 풍화생성물로는 철산 화물, 세리사이트, 몬모릴로나이트 (mon t mor ill on it e) 와 카울리나 이트 등이 있으며, 이 생성물들은 정장석, 사장석 및 고철질광물 로부터 흔히 변질될 수 있는 풍화광물들이다. 해저에는 식물과 동물둘이 기저에 고착하여 서식하는데 이들도 아마 변질과정에 일조를 하였으리라 생각된다. 대양저산맥의 열곡 주변에는 많은 균열대가 발달되어 있고 이 러한 균열대를 따라 침입한 해수는 온도가 높아짐에 따라 암석 내에서 활발한 순환을 하게 된다. 이러한 해수가 현무암(혹은 반 려암)의 화학적 풍화를 야기시키며, 풍화생성물로는 K- 몬모릴로 나이트가 생성된다. 몬모릴로나이트는 사장석이나 휘석류가 풍화 되면 흔히 생성되는 접토광물이지만 해수 내에 K+ 의 함량이 많 기 때문에 이러한 광물이 생성된 것으로 생각된다. 또한 적은 양 의 불석 광물인 아날사이 트 (analcit e) 와 필 립 사이 트 (ph il lips it e) 도 생성된다. 2-1-1-6 점토광물 점토광물은 퇴적암에서 가장 많이 발견되는 광물 중의 하나이 며 퇴적암 구성 광물의 약 45% 정도를 차지하고 있다. 점토광물 은 크기가 보통 lµm 보다 작은 세립질의 입자로 이루어져 있으 며, 이암울 이루는 주요 구성 광물이다. 또한 화성암이나 변성암 으로부터 기원되지 않은 쇄설성암석에 매우 풍부하게 나타나는 광물이다. 장석이나 휘석, 각섬석과 같은 광물로부터 판상의 점토광물이 형성되는 과정은 아직 잘 알려져 있지 않다. 형성 과정에 관한 연구는 점토광물의 크기가 너무 작아서 박편하에서 인지하기는

어렵기 때문에 주사전자 현미경이나 지화학적 분석을 통하여 추 정될 수 있다. 하지만 이러한 방법들도 아직 많은 문제점이 남아 있다• 그 이유는 입자의 크기가 lµm 이하인 것들을 따로 분리 하여 화학 분석한다는 것아 현대의 발달한 기술로도 매우 어렵기 때문이다. ® 점토광물의 구조 퇴적암에서 가장 흔히 발견되는 점토광물들은 카올리나이트, 몬모릴로나이트, 일라이트 등이다. 점토광물을 포함하는 대부분 의 퇴적암들은 한 종류 이상의 점토광물을 포함하고 있다. 이러 한 점토광물의 현미경하에서의 구별은 그들의 크기가 매우 작고, 광학적 성질이 서로 비슷하므로 매우 어렵다. 따라서 주로 X- 선 회절분석법을 이용하여 광물을 구별한다. 점토광물의 결정 구조는 운모류의 결정 구조와 매우 비슷하다. 사면체 사이의 산소를 공유결합으로 연결하고 있는 판상의 구조 를 갖고 있고 수소결 합 (hy d rog en bondin g ) 이 나 반데 르발스결 합 (van der Waals bond i n g)으로 판과 판 사이가 연결되어 있다. 수 소결합이나 반데르발스결합은 공유결합보다 매우 약하기 때문에 접토광물은 판상으로 쪼개지는 경향을 보여준다. 이러한 판을 따 라 형성된 약대는 화학적 풍화를 촉진시킨다. 점토광물의 판구조 (shee t s t ruc t ure) 는 두 가지 형태로 이루어져 있다. 하나는 사면체가 연결된 구조로서 주원소는 S i -0 와 Al-OH 그룹이며 서로 인접해 있는 사면체에서 네 개의 산소 중 세 개가 공유결합으로 되어 있다. 사면체 판에 존재하는 양이온 은 약 50% 가 S i이며 Al 의 함량은 일라이트 내에서는 높지만 카 울리나이트에서는 거의 없는 편이다. 두번째 타입의 판은 팔면체 의 구조를 가지는데 팔면체는 Al-OH 나 Mg - OH 그룹으로 이루

표 2-2 판상의 점 토광물과 기 타 규산영 광물의 화학성 분 (Bl att , H . , 1982) Two-sheet str u ctu re ( 1 : 1 구조) 광물 화학식 비 고 Kaolin i t e Al2S i2 0 s (OH) 4 양이 온의 치 환이 거 의 없음 Anti go rit e Mg 3 Si2 0 s (OH) 군간상 서 펜 틴 (serpe nti ne ) 으 로 부 터 형성됨 - Al 이 없음 Chrys o ti le Mg 3 Si2 0 s (OH ) 4- 섬 유상 서 펜 틴 (serpe nti ne ) 으 로 부 터 형성됨 -Al 이 없음 Three-sheet str u ctu r e (2 : 1 구조) Phrop h y li t e AlzS i .O, 。 (OH ) • 양이 온의 치 환이 거 의 없음 Montm o rill on it e AlzSi. O ,o(OH )z • xHzO M g가 부분적으로 Al 을 치 환함 ; 판 사이 에 Na 와 Ca 가존재함 Muscov ite( ill ite) KAlz(A!Si3 0 10) (OH )z 일라이트에서는 M g가 Fe 가 부분적으로 팔면체내의 Al 을 치환함 ; 판사이에 K 가존재함 Talc M g 3S i .O, 。 (OH) 4 Vermi cu li te A! iSi 2 0 s (OH) 2 ·.x H 20 Phlog o p ite KMg 3 (AISi3 0 10) (OH) 2 Bi ot i te K (Mg ,F e) 3 (AISi3 0 10) (OH ) 2 Chlor ite Mg sA I (AISi3 0 10) (OH ) a [헌 Si2 0 5 혹은 S i .010( 土 S i에대한 Al 의 치환)은 사면체판을 나타냄. 다론 양이온들과 (OH) 는 팔면체를 나타냄.

어져 있으며, 간혹 Fe2+ 이온이 M g 2+ 이온 자리에 존재하기도 한 다. 카올리나이트는 사면체로 이루어전 판 한 개와 팔면체로 이 루어진 판 하나가 붙어 있는 1 : 1 구조를 보여주고 있으며, 판 내에서는 다른 양이온이 거의 치환되지 않는다. 카울리나이트 이 외에 대부분의 다론 점토광물들은 세 층으로 이루어져 있는데 팔 면체로 이루어진 판이 사면체로 이루어진 판사이에 존재하는 구 조를 2 : 1 구조라고 부르고 각각의 세 충 내에서 양이온의 치환 이 활발히 일어난다. 죽 사면체의 판에서는 S i“대신에 Al3+ 으 로, 팔면체의 판에서는 Al3+ 대신에 M g 2+ 나 Fe2+ 의 이온으로 치 환된다. 이러한 양이온의 치환은 이온가의 변화를 수반한다. 죽, Si4 + 대신에 A13+ 으로 치환되거나 A13+ 대신에 M g 2+ 나 Fe2+ 으로 치환되면 이온가의 값이 전체적으로 (―)값을 띠게 된다. 이러한 이온가의 평형을 맞추기 위해 양이온이 필요하게 된다. 따라서 양아온은 토양수로부터 흡착되며 이러한 양이온은 풍화과정에서 공급되는 양이온에 의하여 제공된다. 즉 정장석으로부터는 K+ 가, 사장석이나 고철질광물로부터는 Na+ 와 Ca2+ 가 방출되어, 일라이트인 경우에는 K+ 를 취하고 몬모릴로나이트인 경우에는 Na+ 나 Ca2+ 를 취하게 된다. 이러한 관계는 표 2-2 에 잘 요약이 되어 있다. ® 점토광물과 기후 앞에서 언급한 바와 감이 풍화되는 광물과 풍화생성물인 점토 광물의 관계는 매우 명확하다. 정장석은 K+ 를 포함하고 있는 점 토광물인 일라이트롤 생성시킨다. 사장석, 휘석, 각섬석은 모두 N 감과 Ca2+ 울 함유하고 있는 광물들이기 때문에 Na+ 나 Ca2+을 포함하고 있는 점토광물인 몬모릴로나이트를 생성시킨다. 하지만 풍화과정에 의하여 생성된 점토광물이 빗물과 계속 접촉하게 되

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면 좀더 안정한 형태의 다른 접토광물로 전이할 수 있다. 그립 2-3 에서 보듯이 풍화작용에 의하여 생성된 일라이트와 몬모릴로 나이트는 풍화가 계속됨에 따라 Na+ , Ca2 + 이온들을 계속 잃어 버리게 된다. 정장석, 사장석 , 혹은 다른 고철질광물들은 풍화변 질 되 는 동안에 K+ , Na+ , Ca2 + 이온둘을 잃게 되며, 계속적으로 양이온의 유리 과정이 진행됨에 따라 점토광물들로부터 K+ , Na+ , Ca 2+ 가 유리되는 상태가 된다. 궁극적으로 점토광물은 Al3+ 과 S i ” 로만 이루어져 있는 점토광물로 변하게 되는데 이것이 카 올리나이트이다. 풍화과정이 전행된 후에 풍화생성물의 평균치를 살펴보면 일반적으로 몬모릴로나이트가 일라이트보다 더 많이 생 성되어 있음을 알 수 있는데 그 이유는 사장석과 고철질 광물의 총량이 정장석과 Na + 를 포함하고 있는 사장석의 양보다 더 많기 때문이다. ® 라테라이트 강우량이 많고 또 물의 배수가 잘 일어나는 곳에서는 풍화가 매우 극심하며, 여기에 대기의 온도가 높으면 풍화작용이 더욱 촉진되는데, 카올리나이트조차도 불안정하게 되어 카울리나이트 안에 있던 S i”는 빠져나와서 Al(OH)3 와 같은 알루미늄 수산화 광물을 생성시키는데 이 광물을 깁사이트(gi bbs it e) 라고 한다. 깁 사이 트가 포함되 어 있는 이 러 한 토양을 라테 라이 트 (lat er it e) 혹 은 보오크사이트 (baux it e) 라 한다. 보오크사이트는 알루미늄 자 원이 부존하는 중요한 토양이다. 즉, 이러한 알루미늄으로 이루 어전 토양은 매우 국심한 풍화를 받았다는 것을 지시해 주고 있 다.

2-1-2 기 계 적 풍화 (mechanic a l weath e ri ng ) 기계적 풍화는 화학적 풍화와 비교하면 전반적으로 영향이 매 우 미약하다. 그 이유는 전 세계에 걸쳐 화학적 풍화를 받는 지 역이 기계적 풍화를 받는 지역보다 훨씬 더 넓기 때문이다. 특히 풍화작용 중 물이 미치는 영향은 매우 커서, 비록 고산지대라 할 지라도 어느 정도의 수분을 포함하고 있어서 약간의 화학적 풍화 가 일어난다. 기계적 풍화에서 가장 주요한 작용 중의 하나는 물 의 동결과 융해 과정 (fros t- w edg ing ) 이 다. 이 과정 은 온대 기 후의 산악 지대에 발생하거나 고위도 지방의 저지대에서 암석이 많이 노출되어 있는 곳에 영향을 미친다. 물은 얼면 그 체적이 약 9% 정도 늘어나게 되므로 만일 암석의 틈에 수분이 존재하면 기온이 하강함에 따라 톰사이의 물이 얼게 되어 암석의 듬은 점점 더 넓 어지게 되고, 이러한 과정이 반복되면서 암석 내의 틈이 확장되 어 궁극적으로 암석이 부서지게 된다 특히 일부 고산지대에서는 낮과 밤 사이의 일교차가 심하여 낮에는 얼음이 녹고 밤에는 어 는 과정이 반복됨으로써 암석의 기계적 풍화가 매우 활발히 일어 날 수 있다. 이러한 기계적 풍화에 의하여 암석이 점접 작은 크 기로 부서점에 따라 암석 자체의 표면적이 커져서 기계적 풍화를 더욱 촉진시킨다. 2-2 운반과 퇴적작용 2-2-1 서언 퇴적물을 이동/운반시키는 메커니즘은 크게 두 가지로 생각해

볼 수 있는데, 그 첫번째로 유체 중력흐름(fl u i d gra vit y flow : 표 2 - 3) 이 있다. 이것은 유체가 이동할 때 퇴적물 입자간에 생기는 유체의 저항(抵抗, flui d dra g)에 의해서 퇴적물이 이동/운반되는 것으로, 이러한 메커니즘을 통해 형성된 것으로는 여러 종류의 사주(砂沿|. bar), 사구(砂丘, dune) 등의 퇴적물이 있으며, 또한 심해저에서의 콘토라이트 (con t our it e) 를 들 수 있다. 두번째로, 이와는 달리 퇴적물이 중력의 직접적인 작용에 의해 사면을 이동 해 가는 매스 무브먼트 (mass movemen t)라는 이동 양식이 있다. 이 매스 무브먼트는 총리면, 암석 벽개면, 단충 파쇄대 등이 경 사를 갖고 있는 경 우에 발생 하는 슬라이 딩 (sli di n g ) 과 이 의 에 슬 럼핑 (slump ing ), 암반 붕괴 (rock fall), 그리고 퇴적물 중력흐름

표 2-3 쇄설물 운반 양식의 분류.

(sedim ent grav it y flow ) 등을 포함한다. 퇴 적 물 중력 흐름은 퇴 적 물을 이 동시 키 는 지 지 메 커 니 즘 (sup po rt mechanis m ) 에 의 해 네 가지로 나뉜다(그림 2-4) . ® 소용돌이 (tur bulence) 를 지 지 메 커 니 즘으로 하여 이동하는 혼탁류 (tur bid i t y current) , ® 퇴 적 물간의 유체 가 상승하는 것 을 지지 메커니즘으로하여 이동하는 유체화 퇴적흐름(fl u i dd i zed sedim ent flow ) , @ 입 자간의 상호작용 (grai n int e r acti on ) 을 지 지 메커니즘으로 하여 이동하는 입자흐름(gr a i n flow ), © 기질의 받 침력 (matr i x s t ren gt h) 을 지지 메커니즘으로 하여 이동하는 데브 리흐름 (debr i s flow ) 등이 있다.

I]lHlt 퇴적물의 I증 력흐름

2-2-2 유체의 기본 원리 이러한 퇴적물이 이동/운반되는 과정을 알기 위해서는 우선 유 체흐름(fl u i d fl ow) 에 대한 기본 개념을 이해하여야 한다. 그러나

유체 역 학 (flui d dy n ami cs ) 을 퇴 적 암의 이 동/운반과정 에 적 용하는 것이 매우 복잡하기 때문에, 지질학자들은 퇴적암 내의 물리적인 특성, 즉 퇴적구조와 조직, 퇴적 메커니즘, 그리고 퇴적환경 등 과 관련시켜서 접근을 하고 있는 실정이다. 현재 이루어지고 있 는 연구는 이론적인 연구, 모형을 통한 실험상에서의 연구, 그리 고 현생퇴적물의 퇴적과정이나 퇴적물운반 등을 관찰하여 그 특 징을 정리하고 있다. 여가서는 유체흐름(fl u i d fl ow) 에 관한 내용을 요점별로 설명하 고자한다. 지구상에 존재하는 자연 상태의 유체는 원유, 천연가스, 공기, 물 등이 있으며, 이 중에서 공기와 물은 다양한 종류의 퇴적물을 포함하는 유체로 작용한다. 이러한 유체의 기본적인 물리적 특성 으로는 밀도( 密度 dens ity)와 점성도(*占性度 vis c osit y) 등을 둘 수 있는데, 이러한 유체의 밀도와 점성도의 차이에 의해 퇴적물 이 풍화되거나 이동/운반 되어 진다. 유체의 밀도(fl u i d densit y, p : Rho, ”로”라고 읽는다)는 질량 (mass) 과 유체 체적과의 비를 말하며, 유체의 밀도는 온도가 감 소함에 따라 증가한다. 퇴적물의 이동매체로 가장 중요한 물은 밀도가 20°C 에 서 0. 998g /m l 인데 , 이 것은 공기 의 밀도보다 700 배 나 큰 값이다. 이러한 밀도의 차이로 인해 퇴적물 운반 능력이 달라지는데, 공기보다 밀도가 큰 물은 퇴적물 운반 능력이 바람 에 의한 퇴적물 운반 능력보다 크기 때문에 더 큰 입자를 운반할 수 있다. 유체 의 점 성 도 (flui d vis c osit y) 는 유체 가 흐를 수 있는 정 도, 죽 흐름 능력을 가늠한다. 낮은 점성도를 갖는 유체는 쉽게 이동 한다. 예로, 공기는 매우 낮은 점성도를 가지기 때문에 쉽게 이 동하지만 얼음은 매우 높은 점성도를 갖기 때문에 이동이 쉽지

않다. 이를 공기의 흐름인 바람과 얼음의 흐름인 빙하의 움직임 을 생각해 보면 쉽게 이해할 수 있을 것이다. 점성도의 의미를 확인하기 위해 단순한 실험을 생각해 보자. 두 개의 서로 평행한 판 사이에 유체가 있다고 가정한 다음, 하 부판은 고정되어 있고 상부판은 일정한 속도 (velo city, V) 로 움 직인다고 생각하자(그립 2-5). 동적점성도 (d y nam ic vis c osit y, µ ; Mu, 뮤”라고 읽는다)는 유한한 속도의 흐름에서 일어나는 형태 변화의 정도를 지시하는 것인데, 이것은 속도구배 (veloc ity grad i- en t)에 대한 힘 (fo rce) 을 의미하고, 변형률 (ra t e of defo r mati on : du/dy )에 대한 전단응력 (羽斷應力, shear str e ss, r : Tau, 타우 라고 읽는다)으로 정의된다.

呪 뚜변\L 乙1,K 广

µ= dut/ dy (2. 1) 전단응력은 단위 면적당 작용하는 전단력 (shearin g fo rce) 으로, 단위 로 dy ne / cm 떠 사용되 고 있다. 속도구배 (veloc ity grad ie n t) 인 du / dy 는 전단면 (shearin g sur fa ce) 에 수직인 y방향에 대해, 유속(fl u i d veloc ity) u 의 변화율을 말한다. 점성도가 높아지면 전 단응력도 비례적으로 커진다. 충 (bed) 에 작용하는 전단응력은 전 단속도 (shear veloc ity) 라고도 하며 , 퇴 적 물 운반에 있 어 서 중요한 요인으로 작용한다. 전단응력이 전단속도 (shear velo city)로 사용 될 때에는 cm / sec 라는 속도단위 (veloc ity un it)로 표현할 수 있다. 점성도는 온도가 높아짐에 따라 감소하게 되어, 온도가 높을 때 유체는 더 잘 흐르게 된다. 이와 같이 유체의 점성도는 유체 가 이동하는 용이도를 나타내 준다. 점성도는 동적점성도 (dy n ami c vis c osity , µ)를 유체의 밀도(fl u i d density , p)로 나눈 운 동점 성 도 (kin e mati c vis c osity , 11 : Nu, ‘‘뉴”라고 읽 는다. ) 로 나타내 기도한다. u =— µ—p (2. 2) 전단응력의 변화가 생겨도 점성도에 변화가 생기지 않는 공기 와 물 같은 것을, 뉴톤의 운동법칙을 유지하는 유체라 하여, 뉴 톤형 유체 (Newt on ia n flui d ) 라고 부르고, 퇴 적물을 포함하는 유체 가 응력의 변화에 따라 점성도가 변화하는 유체를 비뉴돈형 유체 (Non-New ton ia n fl u i d) 라고 한다(그립 2-6). 퇴적물 등의 함유물 이 매우 많이 집중되어 있게 되면 플래스틱 물질 (B i n g ham pla s- ti cs) 같이 되는데, 데브리 흐름이 이와 같은 성격을 갖는다. 유체의 움직임은 두 가지 유형으로 나눌 수 있다. 우선 일정한

fpp(/n I I I /g1I1떨 션 /

-AL . 물의 표면 -BL . -물의- 표면- ):C// / //:///물///의/多// /표//〕/면// //烽

방향으로 갇은 폭을 유지하며 일직선으로 움직이는 유형을 정류 (整溫 lami na r flow ), 흐름이 불규칙하고 소용돌이 (edd y)가 일어 나는 유형을 난류(亂流, tur bulent fl ow) 라 한다(그림 2-7). 난류에서는 물의 상향운동이 퇴적물의 낙하속도 (se ttli n g velo- city)를 감소시킨다. 난류는 정류에 비해 높은 점성도를 가지 며, 따라서 난류의 점성도는 난도(亂度 tur bulence), 죽 유체가 소용돌이치는 정도에 따라 다양하게 나타난다. 이러한 접성도를 소용돌이 접성도 (edd y vis c osity , r;”라고 읽는다)라고 한다. 정류에서는 (2.1) 식에서 r=µ—dd uy (2. 3) (2. 3) 의 관계식을 얻게 되고, 난류에서는 r= (µ+T/충 (2. 4) (2. 4) 의 관계식으로 나타난다. 정 류와 난류는 난도와 점 성 력 (vis c ous forc e) 에 기 인하는 관성 력 (ine rti al forc e) 에 의 해 구분된다. 영 국의 레 이 놀즈 (Osborne Reyn o lds) 는 정 류와 난류가 구분되 는 경계 상태를 예견할 수 있는 레이놀즈수 (Re yn olds Number; Re) 룰 제안한 바 있다. Re= 무µ (2. 5) U 는 유체의 평균 유속이고, L 은 수심, 그리고 p는 유체의 밀도를 나타낸다. (2. 2) 식 에 서 운동점 성 도 ( 11) = 동\::j(》 (µ) 이 므로,

Re= 旦µ~ =墓!.I (2. 6) (2. 6) 의 식울 얻게 된다. 유체가 세립입자를 많이 포함하고 있어서 점성력이 높을 때, 레이놀즈수는 낮은 값을 가지며, 이 유체는 정류가 된다. 또 매 우 낮은 유속이나 낮은 수심일 때 역시 레이놀즈수는 작게 되어 정류의 형태를 취하게 된다. 반대로 난류는 레이놀즈수가 높게 나타난다. 레이놀즈수 이의에 후라우드수 (Froude number, Fr) 가 있는데, 이 상수는 유체에 작용하는 힘 중에서 관성력과 중력과의 관계를 나타낸 것이다. Fr&=u范 - (2. 7) 후라우드수는 (2.7) 식과 같이 표현되는데, U 는 유체의 평균 유속이고, D 는 개수로(開水路, op e n channel) 에서의 수심이며, g는 중력가속도이다. 후라우드수가 1 보다 작을 때 유체를 상류(常流, subcriti ca l/ tran - qu it /s tr e ami ng flow ) 라고 하고, 1 보다 클 때 의 유체 를 사류 (射流 sup e rcriti ca l/ ra p id/ shooti ng flow ) 라고 한다. 이 러 한 후라우드수는 흐름 영 역 (flow reg im e) 죽, 유체 의 흐름을 통해 형 성 되는 충의 형태 (bed form ) 및 퇴적구조와 관련을 가지고 있으며, Frl 일 때는 높 은 흐름 영 역 (up pe r flow reg im e) 으로 구분한다.

2-2-3 입자의 이동과 퇴적 입자가 이동하려면 입자에 작용하는 힘이 입자의 관성력보다 커야 하는데, 입자가 움직이기 시작하는 임계한계(臨界限界. criti ca l thr eshold) 상태 는 경 계 전 단응력 (boundary shear str e ss) , 유 체 점성도(fl u i d vis c osit y), 입자 크기, 입자 형태, 입자의 밀도 등과 밀접한 관련이 있다. 실험적으로 입자가 움직이기 시작하는 상태를 입자의 크기와 유속과의 관계로 나타낸 도표로는 유명한 휼스트롬곡선 (H j ul­ str o m curve : 그립 2-8) 이 있다. 입자의 크기가 0. 5mm 보다 커지 면서 임계한계 유속이 증가하는 것을 알 수 있다. 또 입자의 크 기가 0.05mm 보다 작아지면서 임계한계 유속이 증가하는데, 이 를 통해 입 자가 작아질수록 서 로 응집 (cohesio n ) 력 이 증가한다는 사실을 알 수 있다. 휼스트롬 곡선에 서 , 유속을 단위 가 없는 전단응력 (dim ensio n - less shear str e ss, r* ）으로, 입자의 크기를 입자레이놀즈수(gr a i n Rey n olds number, R 디 로 바꾸어 실험 적 자료로 만든 것 이 쉴즈 도 (Shie l ds dia g ra m : 그림 2 선) 이 다. 단위가 없는 전단응력 (r*) r*= (rs-Tor f ) d (2. 8) (2.8) 식으로 표시되며, ro 는 경계전단응력이고, rs 는 입자의 비중, w 는 유체의 비중, d 는 입자의 직경을 각각 나타낸다. 레 이놀즈수의 수심 (L) 을 입자의 직경 (d) 으로 대치하고, 유속 (U) 울 마찰유속 (U* ）으로 대치한 것이 입자레이놀즈수 (Re g)이다. 이를 표현하면 다음과 갇다.

)oam(s ~야

1005010501

Reg = Uv* d (2. 9) 입자레이놀즈수는 마찰유속과 운동점성도가 일정할 경우, 입자 의 크기가 커질수록 증가하게 된다. 입자의 가라앉는 속도가 점접 빨라지다가 어느 속도에 이르면 가속이 감소하다가 중지되고, 결국 가라앉는 비율이 일정하게 된 다. 이 때 입 자가 가라앉는 속도를 침 강속도 (fall veloc ity, V) 라고 한다. v= 갑~gD 2 (2.10) (2.10) 식은 1845 년 S t okes 에 의해 제안된 S t okes 의 (침강)법 칙 (Sto k es Law of Se ttling)이 라고 한다. Ps 는 가라앉는 입 자의 밀

도이고, P f는 유체의 밀도이며, g는 중력가속도이고, D 는 입자 의 칙경을 나타낸다. (2.10) 식을 간단히 하여 V=CD2 (2. 11) 로 사용하기도 한다. C[( p s -P f)g /18µ] 는 상수로 실온에서 계 산한 것이며, D 는 입자의 직경이다. 이러한 S t okes 의 법칙은 입자의 직경이 0.2mm 미만인 입자에 만 적용되며 입자의 직경이 큰 것들은 S t okes 의 법칙에서 예견 되는 속도보다 작게 나타난다. 일반적으로 침강속도는 온도와 입

<1 ...9

A 혼탁류 B 유체화 퇴적흐름

자의 밀도가 감소함에 따라 감소하고, 점성도가 증가함에 따라 감소한다. 유체 내에서 입자들의 이동 상태를 살펴보면, 조립질의 입자들 은 유체의 저면, 죽 충리면 위나 총리면에 가까운 곳에서 이동한

다. 이것을 밀짐 (t rac ti on) 이라고 한다. 세립질의 입자들의 경우 유체의 윗부분에 위치하여 유체 내에서 뜬 상태로 이동하는데, 이것을 뜬짐 (sus p ens i on) 이라고 한다. 밀점과 뜬짐 사이의 것들, 죽 총리면과 유체 사이에서 이동하는 것을 륀짐 (sal t a ti on) 이라고 한다. 이러한 개념은 그립 2-10 에 도시한 바와 감으며, 이것은 V i sher(1969) 에 의해 설명된 개념이다. 표 2- · 3 에서 나타낸 네 가지 지지 메커니즘을 통해 형성된 되적 암의 일반적인 퇴적구조는, 그림 2-11 에서와 같이 서로 다른 특 칭의 퇴적구조로 나타남으로써, 서로 구분될 수 있다. 유체화 퇴 적 흐름 (flui d i z e d sedim ents flow ) 에 서 형 성 될 수 있는 퇴 적 구조로는 물이 빠져나가면서 생성된 접시구조 (d i sh s t ruc t ure) 가 특칭적이며, 데브리 흐름 (debr i s fl ow) 을 통해 형성된 퇴적암의 경우, 분급이 불량하게 나타난다.

부 O f( BOUYA)

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이 중에서 혼탁류에 의해 형성된 이상적인 퇴적구조 상태를 나 타낸 것으로 Bouma 총리 (Bo uma se q uence) 가 있다. Bouma 에 의 해 제안된, Bouma 의 충리는 상부로 가면서 입자의 크기가 점차 감소하고, 퇴적구조가 달라짐을 보이고 있다(그립 2-12). 참고문헌 Allen, J. R. L., 1970, Phys i c a l Processes of Sedim enta tion , George Allen & Unwi n, London, 248p . Bir k land, P. W., 1974, Pedology , Weath e ri ng and Geomorp h olog ica l Research, Oxfo r d Univ e rsit y Press, New York, 285p . Blatt , H., 1982, Sedim enta r y pet r o logy , W. H. Freeman and Comp a ny, San Franc isc o, 546p . Blatt , H., G. V. Mi dd leto n , and R. Murray, 1980, On'g in of sedim enta ry rocks, 2nd ed., Prenti ce Hall, Eng le wood Cli ffs, N. J,, 782p . Boog s, S., Jr., 1987, Pn'nc iple s of Sedim ento l ogy and Str a ti gra ph y, Merill Publi sh in g comp a ny, p. 37-67 Busti n, R. M. and W. H. Math e ws, 1979, Selecti ve weath e rin g of gr anit ic clasts , Canad. fou r. Eart h Sc i., v . 16, p. 214-223 Carroll, D., 1970, Rock Weath e ri ng , Plenum Press, New York, 203p . Garde, R. J. and K. G. Rang a Raju , 1978, Mechanic s of Sedim ent Transp o rt and Alluvia l Str e am Problems, Hal~te d Press, New York, 483p . Goldic h , S. S., 1938, A. Stu d y in Rock Weath e rin g , fou r. Geol. v. 46, p. 437-460. Loug h man, F. C., 1969, Chemi ca l Weath e ri ng of Sil icat e Mi ne rals, Elsevie r , New York, 154p . Lowe, D. R., 1982, Sedim ent grav it y flow s : II. Dep o sit ion al models

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제 3 장 퇴적암의 분류 및 퇴적분지 3-1 서언 퇴적암의 형성은 관입, 변성작용, 화산작용, 구조적 융기 등의 지질학적 현상을 통해 만들어전 기원암에서 시작되며 이러한 기 원암이 물리적, 화학적 및 생물학적 변화를 받아 퇴적물을 산출 하게 된다. 기원암으로는 화성암, 변성암뿐만 아니라 기존의 퇴적암도 포 함된다. 기원암이 물리적, 화학적 및 생물학적인 영향으로 파괴 되는 것을 풍화작용이라 하며, 이때 녹울 수 있는 용해질 물질은 용액 내에 포함되고 비용해질의 물질은 입자로 남아 되적물로써 운반된다. 운반되어온 퇴적물은 퇴적분지에 퇴적된 후, 분지의 매몰정도 에 따라 속성작용을 받게 되며, 이러한 속성작용을 통해 암석화 되어 퇴적암을 형성하게 된다.

3-2 퇴적암의 분류 퇴적암의 분류는 분류 기준을 어디에 두느냐에 따라 여러 가지 로 나누어질 수 있다. 퇴적물이 공급되는 위치에 따라, 퇴적물이 퇴적분지 내에서 공 급될 경우 내지성, 반면 분지 의부로부터 퇴적물이 공급될 경우 의지성으로 분류할 수 있다. 퇴적암을 쇄설성 또는 비쇄설성으로 분류할 수 있는데, 퇴적암 을 이루고 있는 입자들이 운반작용을 거쳐 퇴적된 암석을 쇄설성 암 (elas tic rocks) 으로, 퇴적분지 내에서 화학적 및 생화학적 (bio - chemi ca l) 으로 침 전 되 어 형 성 된 경 우 비 쇄 설 성 암 (non-elastic rocks) 으로 분류한다. 최근에는 실리카 성분을 많이 함유한 쇄설 성암울 규산질쇄설성 (s ilici clas tic)으로, 또한 화학적 및 생화학적 으로 형성된 비쇄설성암과 탄산영암류를 총칭하여 비규산질쇄설 성 (nonsili cic l asti c) 으로 분리 하기 도 한다. 화학적으로 형성된 것을 화학기원성 (chem i cal) 으로, 생물 및 생화학적으로 형성된 것은 생물 및 생화학기원성 (bio g e nic 혹은 b i ochem ic al) 으로 나누어 사용하기도 한다. 화학기원성에는 증발 암 등이 있고, 생물 및 생화학기원성으로는 탄산염암류가 주를 이루고 있는데, 석탄, 오일셰일, 인산암 등이 좋은 예이다. 이의 에 도, 화산기 원에 의 한 것은 화산쇄 설성 (volcani cl astic ) 이 라 한다. 관찰하는 관점에 따라, 광물 조성을 관찰해 분류하는 것을 서 술적 분류 (descrip tive classif ica ti on ) 라 하고, 퇴 적 암의 퇴 적 환경 이나 기원암에 관한 것을 근거로 분류하는 것을 성인적 분류 (ge neti c classif ica ti on ) 라 한다. 규산질쇄설성 퇴적암은 이미 존재하고 있던 기원암이 풍화를 거

쳐 운반, 퇴적되어서 생성된 것으로, 역암(礎岩)， 사암(砂岩), 그리 고 셰 일 (shale) 로 나눈다. 분류의 기본적인 기준을 ® 육원기원의 규질성 입자(t er­ rig en ous sili cicl asti c pa rtic l es), @ 화학적/생화학적 기원의 물질 (chemi ca l/ bio c hemi ca l consti tue nts ) , @ 탄 질 물 (carbonaceous consti tue nts ) , © 자생 광물 (auth i g e nic consti tue nts ) 등과 같이 퇴 적암을 구성하는 입자를 기준으로 나누기도 한다. 퇴적암으로 많이 나타나는 것은 셰일 (65%), 사암 (20~25%), 탄산염암류 (10~15% ）이고, 기타의 퇴적암이 5% 미만으로 나타 난다. 이러한 범세계적 평균 빈도는 지역에 따라 크게 차이가 나 기도 한다. 예로 멕시코만 분지의 신생대충은 이질암이 90%, 사 암이 10%, 이의에 소량의 비쇄설성암으로 구성되어 있으며, 반 면에 미시간 분지에서는 이질암이 18%, 사암이 23%, 탄산염암 류가 47%, 증발암이 12% 로 구성되기도 한다. 3-3 퇴적분지 퇴적암의 물리적, 화학적 및 생화학적 특성은 퇴적물의 공급지 내 지 , 근원 지 (pr ovenance/source area) 의 상태 와 퇴 적 지 의 퇴 적 환경에 영향을 받게 된다. 근원지나 퇴적환경이란 것은 곧 되적 물이 퇴적되는 지역인 퇴적분지 (sedim enta r y bas i n) 의 지질학적 및 구조적 역사(t ec t on ic and geo log ic hi s t or y)의 결과라고 볼 수 있다. 기원암의 유형이 광역적 구조 위치에 따라 달라지는 예를 생각 해 보면 다음과 같다. 화산암질 기원암은 마그마호(마그마孤, magm a ti c arc) 위치에서 주로 유래하며, 심성암질 기원암은 대륙

에서, 변성암질이나 퇴적암질 기원암은 판의 충돌에 의해 특칭지 어 지는 조산대 (orog en ic belt) 에 서 유래 한다. 근원 지 의 지 형 적 인 고저는 융기 (u plift)와 구조적 변형에 의한다. 퇴적분지의 크기, 형태, 수심, 근원지와의 근접성, 분지침강률 등은 광역적 구조 위치에 의해 밀접한 영향을 받게 된다. 지구조론(t ec t on i sm) 이 공급지와 되적환경에 영향을 끼치며 결국 퇴적 유형이나 퇴적암 의 특성에 간접적인 요인으로 작용하게 된다. 히말라야산맥처럼 두껍게 쌓인 퇴적암을 설명하기 위해, 1857 년 미 국의 지 질 학자 Jam es Hall 아 지 향사설 (ge osyn clin a l the ory) 을 제창하였다. 이는 폭이 좁고 연장이 길며 대륙 연변부에 두껍게 쌓인 퇴적층을 해석하기 위해서였다. 이러한 가설은 1960 년대까 지 여러 학자들에 의해 받아들여졌다. 물론 그 시기 동안에도 Haug (19 00) 와 Suess (l90 9) 는 지 향사 내 의 두꺼 운 퇴 적 물이 대 륙 연변부보다 대륙 내부나 심해저에 위치한다는 주장을 펴기도 했 다. 몇몇 지질학자들에 의해 지향사설이 아직도 논의되고 있기는 하지만, 새로운 범지구적인 구조론의 대두로 지향사설은 점차 사 라져가고 있다. 1950 년대 말과 1960 년대 초, Harry Hess, Robert Diet z , J. Tu- zo W ilso n 등에 의 해 제 안된 해 저 확장설 (seafl oo r spr e adin g ) 과 판구조론(板構造論 pla te tec to n ics ) 이 새로운 범 지구적 구조론으 로 제의되었다. 현재 판구조론의 개념이 확실하게 정립되어감에 따라 지향사설이라는 용어 자체를 폐기하자는 의견이 있기는 하 나, 한편으로는 지향사설의 개념을 새로운 판구조론이 구체적으 로 합리화시킨 것이라고 생각하는 견해도 있다 (Do tt와 Shaver 1974). 새로운 판구조론을 동해 되적유형에 관한 모델을 만드는 것은 지질학자들에게 있어서 매우 중요한데, 고려하여야 할 관점을 크

게 분지가 놓여 있는 지각의 유형, 판주변과 관련된 분지의 위 치, 퇴적되는 동안의 판들간의 상호 관계의 세 가지로 구분 할 수 있 다 (Di ck in s on, 1974 ; Mi al l, 1990) . 이러한 관점을 고려하여 제안된 퇴적분지 분류의 예로는 Die- k i nson 과 Suzcek (19 79) , Ball y와 Snelson (1980) , M it chell 과 Readin g (19 86) 등의 분류를 들 수 있다. 이들의 분류를 정리하여, 퇴적분지의 주요 유형을 구별하면 다 음과같다. ® 대 륙 내 의 분지 (int r a conti ne nta l basin s ) 퇴적되는 위치가 판구조와는 관련 없이 독립적으로 형성되었다 고 판단되는 분지로서, 되적분지의 위치를 예견하기 어렵다. 예 로는 북미대륙의 고생대 지질 시대를 나타내는 미시간 (M ic h i­ gan ) , 일 리 노이 (Illin o is ) 및 윌 리 스턴 (Wi llist o n ) 분지 , 아프리 카 의 중생대-제 3 기 지질 시대인 차드 (Chad) 분지, 러시안 대지 (p la tfo rm) 의 여러 분지를 들 수 있다. 이러한 분지의 형성은 하 부의 열국작용계 (裂t原作用系, rif t s y s t em) 에 의한 침강 (subs i­ dence), 맨틀의 변화와 관입, 열점 (hot spo t) 등에 기인한다. 주 로 대륙괴 (cra t on) 에 형성되는 분지이며, 비해성 퇴적물이나 천 해성 퇴적물아 주를 이루고, 퇴적되는 사암은 특히 석영질 사암 (qu artz o se sandsto n e) 이 우세 하다. M it chell 과 Readin g (1986) 은 구조곡분지 (構造谷盆地, aul a- co g en) 를 이 퇴적분지유형에 포함시키기도 한다. 구조곡 분지 (aulacog en : 그립 3-1) 는 아프리카의 동쪽 열국 작용계 (rif t s y s t em) 에 발달되며 길고 좁은 지역에 두껍게 되적물을 채우고 있다.

러시아

® 해 양분지 (oceanic basin s ) 심해저면이나 중양해령과 관련된 분지를 말한다. 퇴적물은 주 로 원 양성 점 토 (pe lag ic clays ) , 생 물기 원의 연니 (bio g e nic ooze) , 혼탁류 (tur bid i t y current) 에 의 해 형 성 된 혼탁류암 (tur bid i t es ) , 망 간단괴와 같은 소량의 자생되적물로 이루어전다. 수심이 4km 보 다 깊은 곳에서 석회질의 퇴적물은 용해되어 퇴적이 일어나지 않 는데 이 깊이룰 탄산염 보상심도 (calc i um carbonate comp e nsati on

dep th: CCD) 라고 한다. 탄산염 보상심도는 일반적으로 4km 내 의이나 지역에 따라 깊이에 차이가 있다. 그러나 이러한 용해작 용에도 불구하고 혼탁류에 의해 빠른 시간에 깊은 곳으로 운반되 었을 경우에는 심해저에서도 탄산염암이 나타나게 된다. 대체로 심해저에는 규질퇴적물이 우세하게 나타나는데 이를 CCD 로 인 한 용해도 차이로 설명하기도 한다.

F 호-해구사이-+--- 마그마호 -l-후호 ------i－대륙

® 섭입대와 관련된 분지 (호접해구 sys t e m 분지라고도 한다) 그립 3-2 에 나타난 바와 같이 해구(t rench), 호-해구 사이 (arc- tre nch ga p ) , 마그마호 (magm a ti c arc) , 후호 (後孤 back arc) 등 에 위치하는 분지들을 모두 포함해서 섭입대와 관련된 분지라고 한다. 해구에는 혼탁류에 의해 해구축을 따라 평행하게 운반되어 온 퇴적물이 두껍게 쌓이게 된다. 호-해구사이의 분지를 전호(前 孤 for earc) 분지라 부르며 이곳에는 마그마호로부터 운반된 화 산암질 퇴적물과, 심성암류 및 변성암류의 퇴적물이 함께 퇴적되 는 곳이다. 마그마호에는 주로 화산암질의 물질이 퇴적되어지고, 주변 기원암의 퇴적물 역시 함께 퇴적된다. 후호 분지에는 주변 의, 죽 대륙이나 마그마호에서부터 유래된 퇴적물이 함께 쌓이게 된다. 예로 우리 나라의 동해와 북미 대륙의 상부 백악계에 해당 하는 록키 산맥의 일부를 들 수 있다. 동해의 경우에는 대륙(러

시아와 한반도)으로부터의 유입된 퇴적물과 마그마호인 일본열도 의 화산대에서 유입된 화산암질 물질이 함께 퇴적되고 있는 좋은 예이다.

,H 나다 J

® 판의 충돌과 관련 된 분지 (coll isio n - re late d basin s ) 봉합선대 분지 (sutu r e-belt basin s ) 라고도 하며 , 그 예 로는 히 말 라야 산맥 대 (Him alay a Mounta in Belt) 와 북미 의 아칸소 (Arkan-sas) 주와 오클라호마 (Oklahoma) 주의 석 탄기 의 와치 타 (Ouachit a) 산맥대를 들 수 있다. 히말라야 산맥대는 인도판과 유라시아판의 충돌에 의해서 형성된 것으로, 두 판사이에 퇴적되어 있던 퇴적 암이 변형 (습곡)을 받은 것으로 알려져 있다. ® 열 극 대 륙 연 번 분지 (rif ted conti ne nta l margi n basin s ) 수동적 (pa ssiv e ) 대륙 연변부라고도 부른다. 용암의 분출과 관 련되어 열극작용이 일어나면서 분지가 형성된다. 북미의 동측 연 변부는 이러한 형태의 분지양상을 잘 보이고 있는데, 그림 3-3 에 나타난 바와 같이 길게 대상으로 연장되어 나타난다. 이러한 예 는 북서아프리카의 삼첩기 암석에서도 나타나고 있다. 고기 퇴적 물 중에는 열국작용 (r ifti n g)이 일어나는 초기 단계에 증발암이 퇴적된 경우도 있다. 수동적 (pa ssiv e ) 대륙 연변부에 비 해 화산 활동과 지진이 활발 하게 일어나는 대륙 연변부를 활동적 (acti ve ) 대륙 연변부라 말 한다. 태평양 연안은 활동적이고 대서양 연안은 수동적(p ass i ve) 대륙 연변부이다. 참고문헌 Blatt , H., 1982, Sedim enta ry pet r o logy , W. H. Freeman and Comp a ny, San Franc isc o, 564p . Burke, K., 1976, Develop m ent of grab en assoc iat e d wi th the ini t ial

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제 4 장 퇴적암의 조직 4-1 서언 퇴 적 암은 물리 적 특성 인 조직 (組織, tex tu r e) 과 구조 (構造, st- ructu r e) 에 의 해 특칭 지 어 진다. 퇴 적 조직 (sedim ent a ry tex tu r e) 이 란, 구성 입 자의 크기 (siz e ) , 입 자의 모양 (shap e ) , 입 자의 표면 (surfa c e), 입자의 둥근 정도 혹은 원마도 (roundness), 입자의 배 열 상태 (orie n t at i on ) 등의 작은 규모 (small-scale) 의 상태를 일컫 는다. 이러한 것들과 관련된 퇴적물의 밀도, 공국률, 두수율, 음 파전달도들 또한 조직에 포함시키기도 한다• 이 의 에 사총리 , 연혼 등과 같은 큰 규모 (lar ge -scale) 의 퇴 적 구조 (sedim enta r y str u ctu r e) 에 대 해 서는 다음 장인 제 5 장에 서 설 명하고자 하며 이 장에서는 조직에 관해 기술하고자 한다. 퇴적암의 조직은 퇴적물의 이동/운반, 퇴적환경 등을 지시해 주는 중요한 단서가 되는데, 비규산질쇄설성 (nonsil icicla sti c) 퇴 적암의 경우에는 조직이 부분적 혹은 전체적인 퇴적물의 물리적

운반 과정을 직접적으로 지시하기도 하지만, 반면에 원래 생긴 조직이 화학적 내지 생화학적 과정을 거치거나 속성 작용을 받아 2 차적 성인의 조직으로 변하여 원래의 퇴적과정을 지시하지 못하 는 경우도 빈번하다. 이 장에서는 규산질쇄설성 (sil icicl astic ) 퇴적암에 물리적으로 생성된 조직에 대한 것을 중심으로 기술하고자 한다. 4-2 입 자의 크기 (gr ain s i ze 나 gra in scale) 및 퇴 적 환 경과의 관계 입자의 크기는 퇴적학자들이 기본적으로 다루는 퇴적암의 중요 한 특성으로, 일반적으로 퇴적물 입자의 직경을 말한다. 입자의 크기에 관한 연구를 크게 세가지의 관점으로 나눌 수 있는데, 첫 째는 입자의 크기를 재는 방법에 관한 것이고, 둘째는 입자의 크 기에 관한 자료를 종합하여 그립이나 통계적 수치로 좀더 쉽게 표현하는 방법에 관한 것, 셋째는 이러한 입자의 크기 자료를 통 하여 퇴적암에 성인적인 의미를 부여하는 방법에 관한 것이다. 첫번째 관점인 입자의 크기를 재는 방법은 Udden(1 8 98) 이후 여 러 가지 척도가 제 안된 바 있으나 현재는 Udden-Wentw orth 의 입자 크기 척도표를 기준으로 사용하고 있다. Udden-Wentw ort h 규격 (표 4-1) 은 Udden (1898) 이 제 안한 것 울 Wentw ort h ( 1922) 가 수정 한 것 이 다. Krumbein (1934) 은 Ud- den-Wentw orth 규격 의 mm 에 따른 크기 구분울 대 수 (log- arith m ) 인 ph i (¢) 단위 (scale) 로 표현하였다• ¢=— log 2 d

표 4-1 Udden-Wentw orth 규격 분류에 의한 퇴적물 입자 크기의 분류 (Bog gs, S. Jr. , 1 992) . 메미쉬국 표(m준es체h) mm P()i 분류 4096 -12 1022546 256 —-1 80 거 력 (Boulder) 갑그 5 61464 644 -_-642 황자자갈칼 ( (PCeobb6l6e1)e ) 6 3.36 -1. 75 7 2.83 -1.5 그래눌 8 2.38 -1. 25 (Granule) 10 2. 00 2 -1. 0 12 1. 68 _。• 75 1146 11.. 1419 -_0。. . 25 5 (Ver국y 조co립a rs샌e 드sa nd) 32210508 o001.... 85074091 1 00oo.... 520755 (C조oa립rs e샌 sa드n d) 35 0.50 1/2 1. 0 40 0.42 1. 25 45 0.35 1. 5 중립 샌드 Ar센 756000 o00... 3225010 1/4 221... 27055 (Mediu m sand) 181402 00 000... 111027557 1/8— 323... 2055 세립 샌드 100 0. 149 2.75 (Fin e sand) 210700 00..007848 33..755 (V극er세y 립fin e 샌 s드an d) 230 0.0625 1/16 4.0 270 0.053 4.25 325 。 •044 4.5 조립 실트 머E 트실 000000...... 0000000031000235779096 88 111/ 6/45:—62二 8 l089764...... 70000O5 극세중서선립 립군 ( 실C실실 oe트트a r((s VM(eeF re siy ndi fleii tu n ) sme ils tisl)ti l , t - ) -_- 0.031 1/32 5.0 접 0.00049 11. 0 토 0,00024 12.0 정토 (Cla y) 0。 ,•0000000126 1134.. 00

표 4-2 입자의 크기를 재는 방법 (Bog gs, S. Jr., 1992). 퇴적물구분 분류 방법 거력 왕자갈 역의 크기 를 자로 직접 잰다. 자갈 미고결 퇴적물 그래눌 체로 치거나. 낙하 듀브분석. 샌드 영상분석 실트 점토 피펫분석 등 기기 사용 거력 왕자갇 역의 크기 를 자로 직접 잰다. 자갈 고결 되적물 그래눌 박편에서 측정, 샌드 영상분석 실트 접토 전자 현미경 사용 d 는 mm 로 나타낸 입자의 크기를 나타낸다. 입자의 크기를 재는 방법은 퇴적물을 이루고 있는 입자들이 고 결된 것인가, 아니면 미고결된 것인가에 따라 차이가 난다(표 4-2). 자갈 이상의 크기는 고결 상태와 관계 없이 자로 직접 측 정하면 된다. 그렇지만 고결되지 않은 퇴적물을 측정하는 경우에 는 그 크기에 따라 측정 방법에 차이가 있는데, 실트 크기에서 그래눌 크기의 입자는 체 (s i eve) 를 이용해 크기의 단계별로 걸러 서 측정하거나, 입자의 낙하속도를 이용한 낙하 튜브 분석 (sett ling tub e analys i s ) 을 이 용하여 측정 한다. 접 토와 갇은 아주 작은 입 자의 경 우에 는 피 펫 (pipe tt e) 을 사용하는데 , 자동 낙하 듀 브를 사용하는 ph oto h y d romete r , 또는 전하 물질을 측정 하여

[三 샌!=2 5 -8 1c2mm m .12 - .0 6 mm ·.0 6 - .03 mm

작은 입자 크기 를 측정하는 Coulte r counte r 등의 여러 종류의 기기를 사용하기도 한다. 고결된 퇴적물의 경우에는 주로 현미경 을 이용하는데, 실트에서 그래눌 크기의 입자들은 박편을 제작하 여 현미경하에서 측정하거나, 현미경 화면을 확대하여 측정하는 영 상분석 법 (im ag e analys i s ) 등을 이 용하여 측정 한다. 일반 현미 경에서 관찰하기 어려운 접토 크기의 입자는 전자 현미경에서 측 정한다. 샌드 (sand) 와 실트 (s ilt)의 크기를 모식적으로 나타내면 그립 4 - 1 과 같다. 둘째 관점인 입자 크기의 자료를 종합하는 방법으로, 얻어진 자료를 단순히 막대그래프(그립 4-2A) 로 나타내거나, 빈도곡선 (freq u ency curve : 그립 4-2B) 의 완만한 곡선으로 표시 하기 도 하 고, 누적 곡선 (cummulati ve curve) 을 산술등간격 (arit hm ati c sea- le : 그립 4-2C) , 혹은 대 수확률간격 (log -pro babil ity scale : 그립 4-2 D) 등으로 표시하는 방법 등이 이용된다. 이 중에서 대수확률간 격 (log -pro babil ity scale) 은 산술등간격 (arith m eti c scale) 의 곡선을 직선으로 나타나게 하는 특칭이 있으며, 일반적으로 가장 많이 사용되고 있다. 입자 크기 분포는 수학적인 계산치로 표현되는데, 입자 크기

40 40

분포의 중앙값을 media n (Md, ¢ s o) 으로 나타내고, 평균값은 mean(M) 으로 표시하는데, ¢16;¢84 또는 如 +¢3°+¢ 등으로 학자에 따라 평균값의 계산 방법이 다르다(표 4-3 ). 참고적으로 ¢16 과 같은 표현 방식은 누적곡선에서 16% 에 해당 하는 입자의 크기를 , ¢8 4 는 84% 에 해당하는 입자의 크기 를 각각 나타낸다(그립 4-3) .

표 4-3 입자 크기 변수에 관한 여러 학자의 계 산식 (Blatt , H. , G . V. M i ddle t on 과 R. C. Murray, 1980) . Trask 의 식 Inman 의 식 Fork 와 Ward 의 식 중앙값 Md= P so Mdp= s o 평균값 M P25 + 2 R5 M~ 싼 1 6+2 싼 84 M, 싼 16+¢3 s o+¢84 Tt ri .::Lti s 。 = PA25s (J, 썬 84 ―2 씬 1 6

100

극양호분급 양호분급

입자의 분포에서 입자 크기의 집중 경향을 나타내는 것을 분급 (分級 sortin g , sta n dard devia t i on ) 이 라 하는데 , 그림 4-4 는 눈으 로 직접 관찰하였을때 나타나는 분급 정도를 모식적으로 나타낸 것이다. 입자의 누적분포곡선에서 16%, 84% 등에 해당하는 입 자의 크기로 계산해 낸 값을 이용하여 분급의 정도를 정량적으로 나타내기도 한다(표 4-4). 같은 크기의 입자가 집중되어 있을수 록, 분급 정도는 좋게 나타나며, p h i(¢)로는 작은 수치로 나타 난다. 입자의 분포곡선의 양끝 부분(t a il)의 위치에 의해 입자분포의 성향을 표현할 수 있는데, 죽 입자 크기 분포에서 양이 적은 쪽

표 4-4 Phi( ¢,) 입자 크기에 따른 분급의 분류 (Folk, R. L., 1974). ¢분급 분급 (Phi sta n dard devia t i on ) (Sorti ng ) (mode중ra간te l양 y 호 we분ll급 so rte d ) O. 70 to 1. 00 (mode중ra간te 분l y급 so rte d ) 1. 00 to 2. 00¢, (p,o . .불o.r.l량.. y. 분. s ..o급.r.. t .e . d ) 2. 00 to 4. 00¢, (very국 p불oo 량rl분y s급or t ed ) .、 >4. 00 (extr e m최e국ly 불 po량 o분rly급 s ort ed ) 의 곡선이 어느 쪽으로 나타나는가에 따라, 꼬리 부분이 오른쪽 (세립질 입자 크기 방향)으로 나타나면, 양성 왜도(p os iti ve ske- wness) 라 하고, 이 와 반대 의 경 우를 음성 왜 도 (neg a ti ve ske-wness) 라 한다 (그립 4-5A) . 입자 크기 분포 곡선에서 일정 크기 입자의 양, 죽 곡선의 높 이가 얼마만큼 높이 나타나는가를 표시하는 척도를, 첨도 (kurto s is ) 라고 한다. 입 자 크기 분포 곡선이 정규 (normal) 분포 보다 평평하게 나타날 때를 평평한 첨도(p la ty k urti c), 정규 분포 보다 뾰족하게 나타날 때를 뾰족한 첨도(l e pt ok urti c) 라고 한다(그 림 4-5B).

(Po양si성 tiv e ) (Ne음g a성 t ive )

일반적으로, 하성 환경에서는 많은 양의 점토와 실트가 운반되 기 때문에 음성왜도를 띠게 되고, 풍성충의 퇴적물 또한, 바람이 조립질의 입자를 운반시킬 정도의 힘을 가지고 있지 않기 때문에 음성왜도를 갖게 된다. 해빈 (beach) 의 퇴적물은 세립질의 입자들 이 걸러져, 해빈으로부터 없어지기 때문에 양성왜도를 나타내게 된다. 이처럼 왜도는 퇴적환경과 관련되기도 한다. 셋째 관점인 입자 크기에 대한 자료를 이용하여 성인적 의미를

10,000

부여 하는 방법 으로 , 대 표적 인 논문으로는 Passeg a (1 9 57), Frie d man(1 9 61), Vi sh er(1 9 69) 등이 있다. 1970 년대 말까지 입자분포 자료의 각 성분을 서로 연관시켜, 이를 퇴적환경에 적용한 연구가 활발히 진행되었다. Passeg a (1957, 1964, 1977) 는 입도 누적곡선에서 l% 에 해당하는 입자, 죽 가장 큰 조립질 입자 (C : 1 pe rcenti le ; ¢1) 와 중앙값 (M) 과의 관계 를 나타낸 C-M 다이 어그램 (dia g ram ) 을 제 안하여 하성 , 해 빈, 혼탁류암(t urb i d it e) 의 퇴적환경을 구분하고 있다(그립 4-6). 이에 대해 Vandenber g he(1975) 는 점토가 많이 함유된 퇴적물의 경우에는 C-M 다이어그램을 이용하여 단순히 한 종류의 퇴적 메커니즘으로 판단하는 것이 오류임을 지적하였다. 그러나 이러 한 C-M 다이어그램이 혼탁류암의 퇴적물을 밝히는 데는 유용하 다고 알려져 있다. Frie d man (1961, 1967, 1979) 은 분급과 왜 도의 관계 를 나타내 는

2.8

다이어그램을 제안하여, 해빈 샌드와 하성 샌드를 구분하려 했다 (그립 4-7). 이 다이어그램에 대해서는 논란이 있어 왔는데, 실 제로 국내의 평안누층군 사암의 자료를 적용해 본 결과, 무의미 하다는 것이 밝혀진 바 있다(유강민 미발표 자료). Vi sh er(1969) 는 북미 대 륙의 여 러 환경 의 자료를 대수확률좌표 (log -pro babil ity pa p e r) 에 누적 빈도곡선으로 도시 하여 , 퇴 적 환경 을 구분할 수 있음을 제안하였다. 입자가 운반될 때의 기본 개념 은 제 2 장(그립 2-7) 에 서 나타낸 바와 같다. V i sher 의 대수확률곡

선 (log - pr o babil it y curve) 은 입 자의 분포가 단일모드 (unim odal) 인 경우, 하성 (fluv ia l ) 환경에는 잘 적용되나, 이의의 환경에는 일 치하지 않는 것으로 알려지고 있다. 특히 입자 크기 분포가 서로 다른 두 구간에서 두드러지게 나타날 경우, 죽 이중모드 (b i­ modal) 인 경우에는 잘 맞지 않는다. 입자 크기 자료의 각 성분 을 서로 관련시켜 퇴적 환경을 유추하는 연구에 있어서, 현재까 지 알려진 여러 제안들이 환경 유추에 제한성을 갖고 있기 때문 에, 연구자가 실험을 통해 얻은 자료를 적용하려 할 때는 주의를 필요로 한다. 이 분야에 관한 비 판은 Sedim enta t i on Semi n ar (1981), Tucker 와 Vacher(1980) 등, 여러 개의 논문이 발표된 바 있다. 현재 이러한 입자크기 분야에 관해, 통계적 기법을 이 용한 팩 터 분석 (fac to r analys i s ) 과 엔트로피 분석 (entr o p y analy- sis ) 등의 해석이 대두되고 있으나, 앞으로 더 연구되어야 할 분 야이다. 4-3 입자의 모양 입자의 모양(gr a i n sha p e) 은 형태 (形想 for m), 원마도(圓磨度 roundness) 및 표면 조직 (surfa c e tex tu r e) 등 세 가지 로 나눠 생 각할 수 있다. 4-3 기 형태 입자의 형태는 입자의 장축 (L : long ), 중간축(I : int e r media te) 과 단축 (S : short) 등의 세 축의 비 (比) 로 나타낸다. Wadell (1932) 이 구형 도 (球刑度, sph eric ity) 에 관한 계 산식 을

제안한 후， Krumbein( 1 9 4 1) 이 이를 수정한 구형도 ( y psi:“ 프 사이”라고 읽는다) 계산식을 제안한 바 있다. 이는 입자의 모양이 구(球， sphere) 에 얼마나 가까운가를 측정하는 것으로완전한구 (球) 는 1. 0 의 구형 도를 갖는다. Zingg( 1 93 5 ) 는 D J!DdI/L) 과 Ds /D dS/I) 의 비율로 업자의 모양을 판상 (oblate, d isc), 업 방형 (equant), 긴 타원 형 (bladed), 막대형 (prolate) 으로 나누었다(그렴 4-8). 샌드 크기나 이보다 작 은 업자의 형태는 초기 광물의 모양에 따라 좌우되며， 석영의 경 우는운반 과정에서 형태가 별로 변하지 않고 있다. 같은 크기의 입자인경우에 긴 타원형과 판상의 형태가 상대적으로 덜 운반되 어진다. 판상의 자갈이 해번에 라그(l a g ) 퇴적물로 남게 되는 것 은 이와같은 이유에서이다.

O .8~ 짧평 |蕭

4-3-2 원마도 원마도 (roundness) 는 Wadell 의 원마도 (Rw) 로 표시된다. Rw=~(< R) 죠 隨 그립 4-9 와 같이, r 은 각 돌출 부분에 그려지는 내접원의 반 지름이며, R 은 최대 구형 죽 최대 내접원의 반지름이다. N 은 돌출부분의 갯수이다. Power(1953) 에 의한 도표를 이용하여 육 안으로 쉽게 알아보는 방법도 있다(그립 4-10). 원마도는 입자의 성분, 크기, 운반 과정, 운반 거리 등에 의해 좌우되는데, 예를 들면 단단한 석영이나 저어콘보다는 장석이나 휘석이 쉽게 마모되어 원마도가 높아진다. 입자가 0.05~1mm 보 다 작은 것들은 퇴적과정에서 원마도의 변화가 거의 없다.

입자

。 。 형

표 4-5 원마도의 구분. Power 에 의한 언어상의 용어와 Wadell 에 의한 수 치 상의 표시 (Power, M . C., 1953) . 초각형 (Very ang ul ar) 0.1 2~0.17 각형 (Ang u lar) 0. 17~ 0. 25 아각형 (Subang u lar) 0. 25~0. 35 아원 형 (Subrounded) 0. 35~0. 49 원형 (Rounded) 0. 49~0. 70 초 원 형 (Well rounded) 0. 70~1 . 0 Kuenen 은 수조 (flum e) 실 험 으로, 석 영 이 바람에 의 해 이 동될 때, 물에 의해 이동될 때보다 100~1000 배 정도 마모되는 것을 밝힌 바 있다. Russel 과 Ta y lor (1 937) 는 미시시피 강에서 1, 775km 의 운반 거리 동안 석영의 원마도가 증가되지 않음을 관찰하여 보고한 바 있다. 자갈의 원마도는 자갈의 성분에 따라 달라지는데, 예로 셰일이 나 석회암의 자갈이 처어트나 규암의 자갈보다 운반 과정을 거치 는 동안 원마도가 더 좋아지는 것을 관찰하였다 (Bo gg s, 1969). 원마도는 가장 좋은 것을 수치 1 로 표시하며, 수치가 작을수록 원마도가 낮음을 나타낸다(표 4-5). 4-3- 3 조직 성숙도 운반과정을 통해 원마도, 분급, 점토 함유량 등은 변화를 보인 다(그림 4-1 1). 운반, 이동되어질수록 원마도가 좋아지고, 분급 도 좋아지며 점토 함유량은 낮아전다. 이러한 변화를 조직 성숙 도 (tex tu r al matu r ity ) 라고 하며 성숙 정도에 따라 미 성 숙 (im - matu r e) -+ 준 성 숙 (submatu r e) 一 상숙 (matu r e) -+ 과 성 숙 (sup e r- ma t ure) 으로 나눈다. 이러한 조직 성숙도는 그립 4-12 와 갇이

미성? I 준성숙 성숙 과성숙

:

되적환경 여건에 따라 달라지게 된다• 퇴적지 환경의 에너지가 높을수록 조직 성숙도는 높아지게 되는데 예를 들어 풍성 퇴적물 과 해빈 되적물과 같이 고에너지 환경에서 퇴적된 퇴적물은 과성 숙 양상을 보인다. 이를 달리 말하면, 조직성숙도가 퇴적물이 쌓

이는 퇴적지 환경의 수력학적인 조건을 나타낸다고 할 수 있다. 반면에 조직성숙도는 퇴적될 당시의 조건만을 나타내므로, 퇴적 후에 일어나는 속성작용 (d i a g enes i s) 이나 생교란작용 (b i o t urba­ ti on) 의 영향은 배제된다. 이와 관련시켜, 입자의 크기와 모양을 연구할 경우에 있어, 퇴 적물이 퇴적지에 퇴적되기 전까지의 여러 과정 중의 영향을 고려 하고, 원래의 퇴적물이 암석화되는 동안, 입자의 크기와 모양이 변화되어지는 것을 포함시켜 판단하여야 한다. 4- 3 - 4 표면조직 전자 현미경 (SEM : scannin g electr o n m i crosco py)의 발달로 인 해 입자 표면의 미세조직에 관한 연구가 체계적으로 발전해 왔다. Kr i nsle y (1962) 는 초기 단계에서부터 많은 연구를 진행시켜 20 여 종 이상의 표면조직 (surfa c e t ex t ure) 을 판정하였는데, 표면조직 으로는 조개 상의 깨 짐 (conchoid a l frac tu r e) , 직 선 (str a ig h t) , 곡선 의 긁힘 (curved scratc h ) , 마찰에 의 한 줄무늬 (str i a t i on ) , 돌출된 면 (up tur ned pla te ) , 사행 줄무늬 (meander rid g e) , 화학적 으로 융식 된 자국 (chemi ca lly etc h ed) , 움푹파임 (iso late d dep re ssio n ) , 물리 적 으로 형 성 된 자국 (mechanic a lly form ed) , 접 시 모양 동공 (dis h -shape d cavit y) 등이 있다. 참고로, 석영의 표면조직에 관한 사 전들이 Kr i nsle y와 Doornkamp s (1973) 의 At las of Qu artz Sand Sur fac e Textu r es 책자에 찰 수록되어 있다. 이러한 연구는 서로 다른 퇴적 메커니즘들이 입자 표면에 각기 다른 특이한 자국을 남긴다는 가정하에서 진행되어 왔으나, 퇴적 물은 퇴적분지의 마지막 퇴적환경 이의에 풍화, 이동/운반의 과 정 동안에도 그 자국을 남기기 때문에 아직 토의할 부분이 남아

있고, 특별히 특정한 환경에서의 적용은 가능성이 있으나 퇴적환 경 전반에 걸친 적용에 대해서는 문제접이 있다고 할 수 있다. 이는 거의 동일한 형태의 표면 조직 자국이 한정된 환경에서 뿐 만 아니라 다른 여러 퇴적환경에서도 나타나기 때문이다. 특칭적인 환경을 나타내 준다고 여겨지는 표면 조직 자국으로 는, 해빈사에서의 V- 모양 자국 (V-sha p ed) 과 조개상의 깨짐이 있 고, 풍성충 퇴적물에서는 편편한 면과 높은 원마도, 불규칙하게 돌출된 면, 실리카 용해 자국 등이 있을 수 있다. 빙성충 퇴적물 에서는 조개상의 깨짐과 평행 내지 준평행의 마찰 줄무늬 (str i a t i on ) 등이 나타날 수 있 다. 4-4 입자와 입자의 관계 입자와 입자의 관계를 배열상태(fa br ic)라 하며, 이것은 입자의 배 열 방향 (grai n ori en ta t i on ) , 입 자의 집 적 (gr ain pa ckin g ) , 입 자간 의 접 촉 관계 (grai n - to - gr ai n relati on ) 로 나눌 수 있 다. 4-4-1 입자의 배열 입자의 배열은 운반과정과 퇴적과정에 기인하게 되며 특히 되 적지의 수력학적 조건에 좌우된다. 역암에서의 역들의 배열방향 은 인편구조(嚴片構造 : im bri'C a ti on ), 샌드 입자의 배열방향은 pa rtin g line ati on , 점토의 배열방향은 or i en t a ti on 으로 이야기한 다. 샌드 입자 크기의 배열방향은 장축이 유체 흐름의 상류 방향 에 대해 20 미만의 각도로 배열된다. 혼탁류에 의한 샌드 입자는

흐름에 평행하게 배열된다. 자갈 크기의 업자들은 하성 환경에서 흐름의 하류 방향으로 장축이 배열된다. 4-4-2 입 자의 집적 (packing) 퇴적물 업자의 접적도는 업자 크기，모양， 다져점의 정도에 따 라 달라진다. 입자의 접적도는공극 및 투수율과 밀접한관련을 갖게 되 는데 업 자들이 느슨한 집적 (lo osep acking:육 방접 적 cubic packing)일 때 는 공극율이 높은 경 우이 며 , 치 밀한 접적 (tight packing:능 면체 접적 rhombohedralpacking)일 때는공극율이 낮 은 경우이다(그럼 4-1 3).

(鐵꽤 뚫 랬 훌 옳 훌 훌

4-4-3 업자간의 접촉 관계 〈업자간의 접촉 관계〉라는 것은， 업자들이 접촉하고 있을 때 업자간에 서로 닿는 부분의 관계를 말한다. Taylor(1 950) 는 업 자간의 접촉 관계 를 공유점 (tangential) 접 촉， 긴 (lon g)접 촉， 요철 (concavo-convex)접 촉， 봉합상 ( s u t u r e d ) 접촉으로 구분하였다(그렴

공앙유점)A접 그촉림 4-14 입자D三B간 의 접 촉 관계 (Tc雪a〈 yl o r, J . M., 1950). 〕曰D

4-14) . 입자들은 퇴적 후 퇴적분지의 침강에 의해 압밀 내지 다짐작용 을 받게 되면서 입자간의 접촉이 공유점 접촉에서 접촉 길이가 길어지면서 긴 접촉으로, 다시 요철 접촉에서 봉합상 접촉으로 변화해 나간다. 이러한 입자간의 접촉 관계는 입자지지(粒子支 持) 배 열상태 (grai n - sup po rt ed fab ric ) 일 경 우에 만 생 성 되 며 , 기 질 (ma t r i x) 이 많은 퇴적물 죽, 기질지지 (基質支持) 배열상태 (matr i x - sup po rte d fa br ic)에서는 입자들이 서로 접촉하지 않고 기질 내에 분산되어 있는 상태로 나타난다. 참고문헌 Blatt , H., G. V. Mi dd leto n , and R. Murray, 1980, Or igin of Sedim en- tary Rocks, 2nd edi., Prenti ce Hall, Eng le wood Cli ffs, N. J., 782p . Blatt , H., 1982, Sedim enta ry pet r o logy , W. H. Freeman and Comp an y, San Francis c o, 564p . Bogg s, S., Jr., 1967a, Measurement of roundness and sph e ri city par ame- tPeer tsr oulo sgiy n ,g v .a 3n7 , eple. c9 t0r8 o -n9 1ic3 a pa rt icle siz e analyz er, ]our. Sed.

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제 5 장 퇴적암의 퇴적구조 5-1 서언 퇴적구조는 퇴적물이 갖고 있는 모든 구조를 말하며, 퇴적될 때 생 성 된 구조를 제 1 차 되 적 구조 (pr im ary sedim enta r y str u ctu r e) 혹은 퇴 적 동시 성 구조 (syn d ep o sit ion al str u ctu r e) 라 하며 , 퇴 적 된 이후에 생성된 것울 제 2 차 퇴적구조 (secondar y sedim enta r y str u c- tur e) 혹은 변 형 구조 (defo r mati on al str u ctu r e) 라고 한다. 1950 년대 부터, 퇴적구조의 인지와 서술, 분류 및 퇴적구조의 의미에 대한 연구가 활발한 진행을 보여 왔는데, 퇴적 당시의 물의 에너지 (wate r energy ) , 수심 , 유체 의 흐르는 방향 등과 특정 한 퇴 적구 조가 어떻게 관련되어 형성되는가에 관심을 갖고, 퇴적구조의 형 성 단계와 성인에 대한 연구가 주류를 이루었다. 퇴 적 구조에 대 한 성 인 적 분류 (ge neti c classif ica ti on ) 는 다음과 같다. 1) 퇴적시의 구조 (de p os iti onal str u ctu r e) : 되적물이 퇴적될 때의, 퇴적환경과 퇴적 매체, 그리고 퇴적 메커니즘에 의해 형성

표 5 기 퇴적구조의 분류(B o gg, S. Jr., 1992). 되적구시조의 풍의화한에 변형구조 생기원물 구조 구조 형태적 분류 성인적 분류 뜬 갭 흡트캐_,.__ 루캐.그닌,,,_ 슬럼立 로r: 섭 工갑`멸-· 섭 ’:갑 교란A성 싯서 뜨 트 도 충서 및 충리형태 충리와 영리 영총리 X X X 접이충리 X X 괴상충리 X X 충리의 형태 연혼 X X 샌드웨이브 X 듄 X X 앤티듄 X 사영리 사층리 X X 연혼사영리 X X 호레이저와 렌즈상충리 X 소구사층리 X 불규칙한 층리 콘볼르트층리와 영리 X 불꽃구조 X 볼과 베개구조 X 되적동시성 습곡과 단층 X 접시구조와 기둥구조 X 수로 X 깎고 채운구조 X 얼룩총리 X 스트로마토라이트 X

퇴구적시조의 풍의구화한조에 변형구조 구생기원물조 형태적 분류 성인적 분류 뜬 갭 후트스?l 루브그)캐 홉고: 로C 섭 i 집 言갑 교A란성 2처 도 트 트 ’• E •• 配빼 충리면자국 그루브캐스트, 적혼 X 홀 루트캐스트 X 입자배열 X 로드캐스트 X 생물이 움직인 자국 X 건열 X 움푹 파인 자국과 작은 자국 X 실개천 자국 X 기타 구조 퇴적성암맥 X 된 구조를 뜻한다. 2) 침 식 에 의 한 구조 (erosio n al str u ctu r e) : 퇴 적 당시의 유체나 장애물(주로 조립질의 입자나 생물체)에 의해 형성되어 퇴적암 저면에서 볼 수 있는 저면 구조 (sole mark) 를 뜻한다. 3) 변형 구조 (de fo rma ti onal str u ctu r e) : 퇴적 후 미고결 상태에서 퇴적물이 이동하거나 퇴적물에 포함되어 있던 물질(물 이나 기체)이 빠져 나가면서 형성된 구조를 뜻한다. 4) 생물기원 구조 (bio g e n ic str u ctu r e) : 생 물체 의 활동, 기 거 , 생 물체 의 분비 물 이 되적물에 남겨 놓은 모든 자국을 뜻한다. 그리고 퇴적구조가 생성되어 있는 위치를 기준으로 하여 1) 충 상부의 총리면상에 발달한 구조, 2) 충 내부에 발달한 구조, 3) 층 하부의 저면상에 발달한 구조로 나누기도 한다. 또한 퇴적구

조를 형 태 나 모양에 따른 형 태 적 분류 (morph olog ica l classif ica - ti on) 로 나누기도 한다. 충리의 형태 (bed for m), 충리면에 남은 흔적 및 자국 (beddin g pla ne markin g ) , 그리 고 이 의 의 퇴 적 구조 (퇴적기원의 암맥 등)로 나누기도 한다. 이러한 성인적, 형태적 분류를 표 5-1 과 같이 종합해서 정리할 수 있다. 이 외에도 비쇄 설성 퇴적암에서 화학적으로 형성된 화학적 구조 (chem ic al str u ctu r e) 를 들 수 있다. 퇴적구조는 야의조사에서 직접 관찰할 수 있는 것들이 있고 실 내에서 현미경이나 X- 선 두영기를 사용하여 관찰할 수 있는 것 들도 있다. 퇴적구조는 퇴적물에 대한 퇴적 환경, 고수류(古水 流, pal eocurrent) 의 방향, 유체 의 상태 등의 좋은 지 시 자로 매 우 유용하게 사용되고 있으며, 특히 저면 구조는 고수류 방향을 알 아내는 데 중요한 역할을 한다. 5-2 퇴적구조 5-2-1 충리와 총리의 형태 ® 충리 (層理, beddin g ) 충(層 bed) 은 광물 조성, 입자 크기 및 모양 등이 위와 아래 의 층과 구별될 때 구분하게 되 며 각 총은 층리 면 (beddin g pla ne) 으로 분리되어 진다. 충의 두께는 1cm 이상이 되어야 하고 1cm 미만의 두께를 보이는 것을 영충(葉層, lam i na) 이라고 한다(그립 5-1). 층리면은 평행하게 나타나기도 하지만 연속 내지 불연속, 또는 곡선 내지 파도 모양으로 나타나기도 한다(그립 5-2). 이렇 게 층리면이 다양하게 나타나는 것은 퇴적 후 과정, 죽 속성작

층( Beds)

g훔。그즙。 ~lfk g總'.、.-. 곡. ‘.、. -- ~선 ‘: . ~:핑-행/ j..J.. ..Il I1l끊I{긴{}웹-때r聽 짧털넉짧F{‘ 、 、-. .\. 꿇.- ...- -누- 혹짧덕}펄샌一{콕피}- I- -선/ 뺏賣鋼 곡 선 .비 명 형릎빼爛뿔불 연 속 .곡 선，

용, 풍화작용 및 생교란작용 등에 의해 생성된 것들이 있기 때문 이 며 , 원 래 초 기 의 총 리 면 과 다 른 총 리 를 위 총 리 ( pse udo be- dd i n g)라고 한다. 비슷한 광물 조성, 조직 및 내부 퇴적구조를 갖는 것을 단순충리세트 (s i m p le bedse t)라 하고, 다른 특성을 갖 는 충의 무리 를 복합총리 세 트 (comp o sit e bedset) 라고 한다. ® 엽 충리 (葉 層 理, lami na te d beddin g ) 영리(l am i na ti on) 는 사암이나 셰일 또는 증발암에 1cm 미만 의 두께로 잘 나타나는데, 입자의 크기, 점토나 유기물 함유량, 광물 조성, 입자 색깔 등의 차이에 의해 만들어진다(그립 5-3 ) . 영총리는 부유 퇴적물이 가라앉울 때 생성되며 잔잔한 환경 (qu ie t en vi ronmen t)에서 생성되는 것으로 여겨지고 있으나, 이 문제에 대해서는 아직 논의가 전행되고 있다.

그림 5-3 일본 시라하마(白浜)지역에 나타나는 영층리.

® 점이충리 (浙移 層 理, gra ded beddin g ) 점이충리란 동일충 내에서 상향 내지 하향으로 가면서 입자의 크기가 커지거나 작아지는 경향을 나타내는 것을 일컫는 말이다. 상향으로 가면서 입자가 작아지는 것을 정상점이 (normal grad - i n g)라고 하고 이와 반대로, 상향으로 가면서 입자가 커지는 것 을 역 점 이 (reverse gra din g , inv erse grad in g ) 라고 한다. 정 상점 이 총리는 유수의 에너지가 점차 감소할 때 생성되며, 역점이충리는 유수의 에너지가 점차 증가할 때 생성되어진다. 점이충리의 두께 는 수 mm 에서 수 m 로 매우 다양하다. ® 괴 상충리 (魂i N난 理 , massiv e beddin g ) 괴상충리는 충 내부에 퇴적구조가 나타나지 않는 총리를 뜻한 다. 그러나 겉으로 보기에 괴상충리인 경우에도 X- 선 두영기로 관찰하면 퇴적구조가 나타나는 것이 일반적이기 때문에, 진정한 의미의 괴상충리는 매우 희귀하다. 괴상충리는 일반적으로 사암 에 나타난다. 괴상충리의 기원에 대해서, 명확한 설명을 하기에 는 어려움이 있으나• 밀짐이 없는 유체, 중력류, 혹은 매우 빠른 퇴적 작용에 의한 것으로 생각하기도 한다• 한편으로는 퇴적물이 퇴적된 후, 여러 가지 작용에 의해 원래 형성되었던 퇴적구조가 없어졌거나, 생물체에 의한 생교란을 받은 것으로 생각하기도 한다. ® 사충리 (斜 層 理, cross-beddin g ) 사충리는 퇴적암에서 흔히 나타나는 퇴적구조이며 특히 사암에 많이 나타난다. 총리 의 두께 가 1cm 미 만일 때 는 사영 리 (cross-lami na ti on ) 라 부른다. 사총리 는 평 판형 사층리 (pla nar, tab ular cross-beddin g : 그립 5-4 ) 와 오목하게 굴곡을 나타내 는 트라프 사 총리 (tro ug h cross-beddin g : 그립 5-5) 로 나뉜 다. 사총리 는 되 적 물

그립 5-4 평 판형 (pla nar) 사 충 리 (Rein e ck, H. E. 와 I. B. Sin g h , 1980) .

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이 쌓이는 표면에 경사를 갖는 전면세트총리 (for eset bedd i n g)에 나타난다. 그림 5_6 은 장성 지역의 녹암충에서 나타나는 사총리 이다. 사충리의 크기는 사총리가 나타나 있는 하부와 상부 총리 면 의 직 선 거 리 를 말 하 며 5 cm 미 만 의 것 을 작은 규모 ( small- scale) , 5cm 이 상의 것 을 큰 규모 (lar ge -scale) 로 나누기 도 한다. 그림 5 구과 같이 미국 유타주 자이온 (Z i on) 국립공원 내에 분포 하는 쥬라기 풍성 충인 나바호 (Navajo ) 사암에는 30m 크기 의 대 규모 사총리가 존재한다. 이곳은 산 전체가 여러 개의 사총리로 나타나고 있다.

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® 연 혼 사엽 리 (連康 斜葉理 ; rip ple -lami na ti on ) 연혼 사영 리 는 등정 연혼 사영 리 (clim bin g - rip ple lami na ti on ) 또 는 연혼표류 사영리 (rip ple -drif t lam i na ti on) 라고 하며, 각 연혼이 서로간에 앞쪽으로 빠르게 이동해 갈 때 위치가 바뀌면서, 위로 겹쳐 나타나는 형태의 것을 말한다(그립 5-8). 연혼 사영리는 다 량의 뜬침이 있어야 하고, 빠른 속도의 퇴적 작용이 필요하며 또 한 초기에 형성된 연혼이 원래의 모양으로 간직되어야 생성될 수 있다.

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그림 5-9 호레 이 저 (flas er) 총리 (Rein e ck, H. E., 1 967) .

® 호레이저와 렌즈상 충리 (flas er and lenti cu lar beddin g ) 5 흐레이저 층리 흐레이저 충리는 머드 (mud : 실트와 점토 크기의 퇴적물)가 트러 프(t rou g h : 연혼의 굴곡모양에서 움푹 내려앉은 부분)에 선상 (str e ak) 으로 남아있고, 정 상부분 (crest : 연혼의 위 쪽으로 불룩나온 부분)에는 부분적으로 머드가 나타나는 연혼 총리를 뜻한다(그립

5-9). 흐레이저 충리는 수력학적인 조건이 불안정할 때 나타나는 데 샌드가 쌓이게 되는 밀짐 운반과 머드가 쌓이게 되는 유체 활 동이 서로 교대하며 일어날 때, 샌드가 머드로 된 연혼의 정상부 분을 삭박시키며 나타나게 된다 (Re i neck 과 Sin g h , 1980). 이 충 리는 단순히 격리되어 나타나기도 하고 두 갈래로 갈라져서 나타 나기도 하며 파도 모양을 이루기도 한다. © 렌츠상 충리 렌즈상 총리는 흐레이저 총리와는 달리 머드와 샌드가 서로 바 뀐 모양으로 나타나는 것을 뜻한다. 즉 샌드 렌즈 (sand lense) 가 수평과 수직 방향으로 불연속적으로 또는 격리되어 나타나는 경

그림 5-10 렌 츠 상 (len ti cu lar) 총 리 (Rein e ck, H. E. 와 F. Wunderli ch ,

그림 5-11 미국 남부 오레곤 해변의 코아레도층 (Coaledo Formati on ) 세

우이다(그립 5-10). 이러한 렌즈상충리는 머드보다 샌드의 공급 이 부족한 경 우에 나타나며 조간대 (tida l fl a t)나 아조간대 (subti da l) 환경 에 생 성 된 다. ® 소구 사충리 (小丘 斜層理 : hummocky cross-str a ti fica ti on ) 소구 사총리 는 불룩나온 부분 (convex-up , hummocky ) 과 움푹 내 려 앉은 부분 (concave-up , swale) 을 가진 사총리 를 뜻한다 (그립 5-11). 두께는 15-20cm 로 나타나고, swale 과 hummock y의 간 격은 50cm 에서 수 m 에 이른다. 하부 경계면이 뚜렷히 나타나며 일반적으로 풍화면을 이루며 저면 구조가 보이기도 한다. 소구 사총리는 수조(fl ume) 연구나 현생 퇴적물 연구를 통해서는 알려진 바가 없으나, 여러 방향의 강한 수력학적 조건하의 고기

퇴적물에서는 알려져 있다. 일반적으로 해성 환경에 나타나는 것 으로 생각되나, 호수성 퇴적물에서도 폭풍의 영향으로 나타나기 도 한다 (Duke, 1985) . ® 연 훈 (海ffll : rip ple mark) 연혼은 퇴적암에 일반적으로 나타나는 퇴적구조이며, 주로 샌 드 퇴적물에 찰 발달하나 세립질이나 조립질 퇴적물에서도 나타 난다(연혼은 다양한 퇴적 환경에서 나타난다). 연혼에 대해서는 실험적인 연구가 잘 되어 있다. 유속이 낮을 때 작은 연혼 (small rip ple : 0. 05-0. 2m 길이. 0. 005- 0. 03m 높이) 이 형 성 되 며 유속이 점 점 증가할수록 큰 연혼 (lar ge rip ple ) 으로 변 해 간다. 큰 연혼을 샌드 웨이브 (sand wave) 와 듄 (dune) 으로 용어를 구별하여 사용해 왔으나 Harms 의 (1 982) 는 이를 단순화하여 거대 연혼 (meg a rip ple ) 으로 사용하고 있다. 1987 년 SEPM (Socie t y of

STRAIGHT STRAIGHT TRANSVERSE SIN U OUS

그립 5-13 A : 영동지역 백마산층에 나타난 연혼구조, B : 충주지역 황강

Economi c Paleonto l og ist s and Mi ne ralog ist s ) 의 학술회 의 에 서 는 큰 규모의 총리의 형태 (bed fo rrn) 를 둔 (dune) 으로 사용하기로 추천한 바 있다. 연혼은 평면상에서 보았을 때 다양한 형태로 나타난다(그림 5-12). 일반적으로 연혼의 형태는 일직선에서 유체의 에너지가 커질수록 굴곡을 갖는 모양으로 형성된다. 연혼은 유체가 한쪽 방향으로 움칙일때 비대칭적인 단면을 나타내고, 양쪽 방향으로 왕복 운동을 할 때 대칭적인 단면을 나타낸다. 이러한 현상은 바 람에 의해 형성되는 연혼에서도 마찬가지이다. 국내 퇴적암에는 여러 지충에서 연혼이 나타나는데 그림 5-13A 와 5-13B 는 영동 지역의 백마산층과 퇴적구조가 미미한 황강리층의 연혼 구조이다. 5-2-2 불규칙 한 층리 (irr eg u lar str a ti fica ti on ) 일반적인 퇴적구조가 퇴적되는 동안이나 퇴적후에 미고결 상태 에서 변형되거나, 풍화에 의해 원래의 구조가 바뀌거나, 혹은 생 물체의 활동에 의해 여러 종류의 불규칙적인 퇴적구조가 형성된다. 5-2-2-1 변형 구조 (defo r mati on str u ctu r e) ® 콘볼르트 충리 와 엽 리 (convolute beddin g and lami na ti on ) 하나의 퇴 적 단위 (sin g le sedim enta t i on unit ) 내 에 서 층리 나 영 리가 몹시 휘어져 있거나 복잡한 습곡 양상을 떨 때 콘볼로트 충 리라고 한다(그립 5-14). 이 구조는 세립 샌드~실트 퇴적물에서 가장 잘 형성되며 탄산염암에도 나타난다. 습곡의 형태는 향사와 배사가 복합된 모양이며, 습곡의 축은 대개 평행하게 나타나기도 하지만 서로 반대 방향으로도 나타난다. 이 러 한 콘볼르트 구조는

그림 5-14 브라마 프 트라강 (Brahmap u tr a Ri ve r) 에 나타난 콘볼르트 (con-

12cm 의 두께로 750km 나 되는 면적에 걸쳐 나타나는 경우도 있 다 (Su tt on 과 Lewi s, 1966) . 혼탁류에 서 흔히 생 성 되 며 이 의 에 도 삼각주, 조간대 (int e r ti da l flat) , 범 람원 (riv e r floo d pla in ) , 포인트 바아(p o i n t bar), 풍성 환경에서도 이러한 퇴적구조가 생성된다. Allen(1982) 은 콘볼르트 충리를 퇴적시기별로 구분하여 세 단 계로 나누고 있다. 첫째, 퇴적물이 매몰된 이후에 형성된 퇴적후 콘볼르트 영 리 (po std e p o sit ion al convolute lami na ti on ) 둘째 , 퇴 적 이 멈춘 직후나 직전에 형성된 메타 콘볼르트 영리 (meta d e- po sit ion al convolute lami na ti on ) 셋째 퇴적되는 동안 계속적으로 형 성 된 퇴 적 동시성 콘볼르트 영 리 (syn d ep o sit ion al convolute la-mi na ti on ) 등이 다. 콘볼르트 충리의 생성 메카니즘과 과정은 아직 명확하지 않으

나, 수력학적인 소성변형 ( 빵性 變 形, hy d rop la sti c de fo rma ti on) 으 로 생각하기도 하고, 일부 학자는 변형 메커니즘에 의한 것으로 생각하고 있다. ® 불꽃 구조 (flam e str u ctu r e) 하부의 머드가 상부에 놓인 충(주로 샌드)을 밀고 울라가 흡사 불꽃 모양으로 나타나기 때문에 불꽃 구조라고 부 른 다(그립 5-15). 불꽃(fl ame) 의 높이는 수 mm 에서 수 cm 의 크기 를 가지며

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불꽃의 모양은 아래쪽으로 구부러져 있고, 보통 같은 방향을 나 타낸다. 이러한 구조는 물을 함유한 낮은 밀도의 머드가 상부에 놓인 밀도가 높은 샌드충의 무게 에 눌려 위 로 빠져 나갈때 (sq u eezin g ) 형성되는 것으로 여겨진다. 이러한 불꽃 구조는 다른 퇴적구조와 연계하여 고수류 방향을 알아내는 데 이용할 수 있다. 국내에서 도 머드와 샌드충이 교호하는 곳에서 나타나고 있다.

그림 5-16 전주지역 경상누층군에 나타난 봉과 베개 구조 (ball and pillow

® 볼과 베 개 구조 (ball and pillow str u ctu r e) 샌드충이 부스러지면서 하부에 놓인 머드 내에 좌우나 상하 방 향으로 격리되어 다양한 크기의 볼 모양으로 나타나는 구조를 뜻 한다(그립 5-16). 이 구조는 머드나 셰일로 둘러싸여 나타나게 되므로 결핵체 (concre ti on) 와 흡사하게 보이기도 한다. 때문에 이 러한 종류의 격리된 샌드 덩어리를 위노쥴(p seudonodule) 이라고 도 부른다. 볼과 베개 구조는 미고결 상태의 샌드가 가라앉음으 로써 하부에 놓인 머드의 일시적인 혹은 부분적인 액화현상에 의 해 생성된다. ® 상승된 퇴 적 물 (rip - up clast) 과 하강된 퇴 적 물 (rip - down clast) 하부에 놓인 셰일이 응집력이 있을 때, 이것이 암편으로 떨어

그림 5-17 미국 오레곤주 엘크론 실트암 (Elk t on S i l tst one) 에 나타난 상승

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져 나가 상부에 쌓이는 샌드충 내에 셰일 암편으로서 불규칙적인 산재 양상을 나타내는 것을 상승된 퇴적물 (r ip -u p clas t)이라고 한다(그립 5-17). 암편의 크기는 수 mm 에서 수십 cm 에 이르며 간 혹 수 m 에 이르는 것도 있다. 상승된 퇴적물은 일반적으로 원마 도가 낮으며 구부러져 있다. 저탁암에서 보통 형성되나 데브리흐 름 동에서도 형성된다. 상승된 퇴적물과는 반대로, 상부에 놓인 셰일이 하부에 쌓인 샌드충으로 내 려 앉아 이 루어 전 하강된 퇴 적 물 (rip - do wn clast) 구조도 있다 (그림 5-18) . 이 구조는 국내 학자 Chou g h 와 Chun (1986) 이 해남 지역의 우항리층에서 관찰하여 처음으로 명명하였다. 이러한 하강된 퇴적물 구조는 퇴적후에 세립 샌드, 처트질 머 드, 응회 암질 (tuf f ac eous) 머드의 액 체 화된 충간 내 부 흐름 (li. que fi ed int r as tr a ta l fl ow) 에 의해 형성되었을 것으로 생각하고 있다. ® 접 시 구조 (dis h str u ctu r e) 와 기 등 구조 (pillar str u ctu r e) 사암이나 실트충에서 얇게 검은색을 띠며 상부쪽으로 오목 (concave-up w ard) 하게 접시 모양으로 나타나는 구조를 접 시구조 라 한다(그립 5-19). 이 구조는 두께가 수 mm 이나 폭은 1~50cm 이며, 점토, 실트 및 유기물을 흔히 함유하고, 여러 개가 함께 나타난다. 생성 메커니즘은 빠르게 퇴적되는 퇴적물에 포획되어 빠져나가지 못한 물이, 퇴적물의 다져침에 의해 상부쪽으로 빠져 나가면서 형성된 것으로 여겨진다. 기둥구조(그립 5-19) 는 접시 구조가 형성될 때 동시에 형성되는 것으로 수 mm~lm 의 두께를 갖는다. ® 퇴 적 동시 성 습곡 (fold ) 과 단충 (fau lt) 퇴적동시성 습곡이나 단충이란 퇴적물이 미고결 상태에서 미끄

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러질 때 변형에 의해 생성되는 습곡과 단충을 말한다. 일반적으 로 슬럼 프 구조 (slump str u ctu r e : 그림 5-20) 라 하며 lm 이 내 의 것으로부터 수십 m 에 이르는 것까지 다양하게 나타난다. 퇴적물이 경사도가 있는 사면에 놓인 경우, 퇴적물의 자체 중 력으로 불안정해져 대규모로 이동을 하게 되고, 또한 안정하게 사면에 놓여 있는 퇴적물이라 하더라도 지전 등의 충격에 의해 불안정한 상태로 변하여 퇴적물이 이동하게 되는데, 이러한 이동 메커니즘에 의해 습곡과 단충 구조가 나타나게 된다.

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5-2-2-2 침 식 구조 (erosio n str u ctu r e) ®수로 수로 (channel) 는 이미 형성되어 있던 충을 U 자 혹은 V 자 모양 으로 깎아 퇴적물로 채운 구조를 뜻한다(그립 5-21). 수로의 폭 과 깊이는 강의 크기에 따라 다양하지만 대체로 수 cm 에서 수 m 의 크기를 나타나며, 수십 m 에 이르는 크기로도 간혹 나타난다. 수로에 채워지는 퇴적물은 이미 형성되어 있는 층의 입자보다 큰 것이 채워지는 경우가 많다. 수로 구조는 하성 환경과 혼탁류암 (tur bid i t e) 퇴 적물에 흔히 나타난다. 수로의 방향은 고수류의 방

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향과 평행하다. ® 깎고 채운 구조 (scour-and-fi ll str u ctu r e, cut -a nd-fi ll str u ctu r e) 깎고 채우는 양상은 수로와 비슷하나, 형성되는 모양의 단면이 비대칭이고 길이가 더 짧게 나타난다. 유수의 흐름에 의해 먼저 깎인 구조가 만들어지고 유수의 흐름이 느려지면서 이곳에 되적 물이 쌓인 구조이다. 하성 환경에서 특히 잘 형성되며, 산록선상 지 (alluvia l fa n) 에서도 형성된다. 성인적으로는 저면구조와 관련 을갖는다. 5-2-2-3 생물기원의 구조 스트로마토라이 트 (str o mat ol i te, 그립 5- 2 2) 는 주로 세 립 질 실트 나 점토에서 형성되며 간혹 샌드 크기 입자 퇴적물에도 형성된

그림 5-22 스트로마토라이트 (s t roma t o lit e). A : 사천과 전주 사이에 분포

다. 탄산영암류에 흔히 나타나나 간혹 쇄설암에도 나타난다. 스 트로마토라이트 영리의 두께는 1mm 미만이며, 세립질의 탄산염 광물, 세립의 유기물질, 실트, 점토 등이 모여 이 구조를 형성한 다. 스트로마토라이트 내에는 석영이 구성물질로서 함유되기도 한다. 이 러 한 생 물 기 원 의 성 장 구조는 남조류 (blue- g ree n alga e : Cy - anobac t er i a) 의 활동에 의해 형성되는 것으로 알려져 있다. 성장 형태는 좌우로 연결되어 있는 것, 수직으로 겹겹이 쌓여 있는 것, 구형상으로 나타나는 것, 그리고 이러한 것들이 복합적으로 같이 나타나는 것 등 매우 다양하다. • 이 구조는 천해 지역인 조간대에서 주로 나타나며 호수에서도 간혹 나타나는데 이는 청녹조류가 광합성 작용을 할 수 있는 수 심이 되어야 하기 때문이다. 조류가 세립질의 퇴적물을 포획하여 점점 크기가 커져가는 과정을 반복하는데, 이러한 과정을 통해 마치 성장 구조를 보이는 영리들을 만들게 된다. 스트로마토라이 트의 성인 및 형성과정은 8 장에 자세히 기술되어 있다. 5-2- 3 충리 면상의 자국 (beddin g -pla ne markin g s) 퇴적구조가 형성되어 있는 충에서의 위치에 따라 충의 바닥면 죽 저면, 충의 상부면, 그리고 충 내부의 충리면에 나타나는 것 으로 나눌 수 있으며, 생성 성인에 따라 침식과 퇴적에 의한 것 과 변형에 의한 것, 생물체에 의해 생긴 자국 등으로 구분된다.

5-2-3-1 침 식 과 퇴 적 에 의 해 생 성 된 자국 (markin g s ge nerat- ed by erosio n and dep o sit ion ) ® 저 면 구조 (sole markin g s) 사암이나 조립질 퇴적암의 저면에 나타나는 구조를 말한다. 유 수에 의해 침식되어전 자국이나 파인 부분에 샌드 퇴적물이 채워 져 생성된 것을 홀루트 캐스트(fl u t e cast : scour mark) 라고 하고, 이는 유수에 의해 형성되어졌기 때문에 유수가 형성한 구조 (current- for med str u ctu r e) 라고도 한다. 이 와는 달리 운반되 는 물 질 가운데 장애물(t ool) 로 인해 생성된 것을 그루브 캐스트 (gr oove cast : too l mark) 내 지 장애 물에 의 해 형 성 된 구조 (too l -form ed str u ctu r e) 라고 한다. 저 면 구조는 침 식 된 부분을 그 죽 시 퇴적물로 채우며 형성되는데 그 과정은 그림 5-23 에 잘 나타 나 있다. 저면 구조는 특히 혼탁류암에 다양하게 여러 개가 잘 발달되며 고수류 방향을 추정하는 데 큰 도움이 된다.

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그림 5-24 여러 개의 그루브 캐스트(gr oove cas t)가 실트암 저면에 잘 나

@ 그루브 캐 스트 (gr oove cast) 자갈, 생물체의 껍질, 나무조각 등의 장애물에 의해 생긴 구조 로 전형적인 것은 폭이 수 mm~ 수십 cm 이고 움푹 나온 돌출 정 도 (높이 , relie f ) 는 수 mm 에 서 1-2cm 에 이 른다. 그러 나 그립 5-24 와 같이 규모가 큰 그루브 캐스트가 나타나기도 한다. 방해 물의 이동 상태에 따라 여러 모양을 나타내며 각기 명칭을 달리 한다 (그림 5-25) .

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© 훌루트 캐스트 (flut e cast, 그립 5-26) 유수에 의해 형성되는 구조로, 폭이 1-2cm 에 서 20cm 정 도이 며, 높이는 수 cm 에서 10 여 cm 정도이다. 길이는 수 cm 에서 lm 이 상까지 된다.

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이 구조는 고수류 방향을 추정하는 데 매우 유용하게 사용되는 데, 고수류 방향의 상류쪽이 돌출되어 있고 하류 쪽으로 갈수록 점차 돌출이 낮아진다. 이 구조는 응집력이 있는 퇴적물이 파여 지거나 움푹 들어간 곳을 채울 때 유수의 소용돌이 현상에 의해 형성된다. © 장애물에 의한 자국 (obs t acle scour) 내지 유수에 의한 초승달 (current crescent) 구조 이 구조는 저면 구조와 유사하나, 퇴적면 위에 존재하는 장애 물(자갈 생물체의 껍질, 머드 덩어리 등)때문에 유수가 소용돌이

그림 5-27 미국 남부 오레곤 해변에 나타나는 초승달 (curren t crescent)

를 일으키며 생성시킨 것을 말한다(그립 5-27). 현생에서는 해변 환경에서 나타나나, 고기 퇴적물에는 하성 환경과 혼탁류암에 나 타난다. 이와 유사한 구조가 바람에 의해서도 형성되는데 매우 희귀하게 나타난다. 5-2-3-2 변형에 의해 생긴 자국 (mark i n g s ge nerate d by de- for mati on ) 머드나 셰일충을 하부총으로 하는 샌드충 저면에 불규칙한 돌 출모양이 나타나는 구조를 로드 캐스트 (loa d cast) 라고 한다(그림 5-2 8). 이 구조가 그루브와 홀루트 캐스트와 다론 점은 움푹 파

그림 5-2 8 미국 일리노이주 억스 베이스즈 (Aux Vases) 사암에 나타나는

인 부분에 퇴적물이 채워진 흔적이 전혀 없고, 생겨진 모양에 규 칙성이 없으며 또한 일정한 방향성을 갖지 않는다는 것이다. 이 구조는 어떤 환경에서도 형성될 수 있으나 특히 혼탁류암에 잘 생성된다. 5-2-3-3 생물체에 의해 생긴 자국 (mark i n g s ge nerate d by or- ga nis m s) 생물체가 먹이를 찾거나 혹은 휴식할 곳을 만들기 위하여, 또 는 그냥 이동할 때, 머드 또는 미고결 상태의 퇴적물에 여러 모 양의 자국을 남기게 된다. 이렇게 생물체의 활동에 의해 퇴적물 에 생 겨 진 자국을 흔적 화석 (康遊化石, tra ce fos sil) 또는 생 혼화석 (生康化石, ich nofo s sil, Lebensspu ren) 이 라고 한다. 1950 년대 중반부터 흔적화석의 다양성과 이와 관련된 환경에 대한 연구가 활발히 전행되어 왔다. 이러한 생물기원 구조 (bio g e nic s t ruc t ure) 는 퇴적물의 상부충리면, 내부총리면, 하부총 리면에, 또는 이러한 구별없이 퇴적물을 상 • 하부로 가로지르면 서 나타난다. 특히 퇴적물의 원래 구조가 생물체에 의해 교란되 는 것을 생교란작용(生 1 愛亂作用, b i o t urba ti on) 이라고 한다. 생물체에 의해 생긴 자국은 여러 관점(모양의 형태, 행동 양식, 성인적 관점)에 따라 분류할 수 있다. 성인적인 관점에서 네 가지 종류로 분류하면 다음과 같다. ® 주로 척 추동물 발자국 흔적 따위 의 자국 (tra ck : 그립 5-29) 과 생물체가 기어다니거나 움직인 자국(t ra il) ® 고화된 암석을 파 놓은 자국(보오링 : bor i n g)과 미고결된 되 적물을 파 놓은 자국(버로우 : burrow) : 수직의 버로우를 샤프트 (shaft ) 라 하고, 수평 의 버 로우를 터 널 (tun nel) 이 라 한다. 또한

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버 로우를 채 운 퇴 적 물을 버로우 캐스트 (burrow cast) 라 한다. ® 생교란작용에 의해 생성된 조직 (tex tu r e) : 생물이 파 놓은 버로우에 퇴적물이 채워지면 원래 퇴적물과는 다른 조직이 나타 나게 된다. 여기에는 버로우 얼룩 (burrow mott le d) 구조 등이 포 함된다. ® 기타의 자국 (m i scellaneous) : 휘어지거나 여러 개의 원을 갖 거 나, u- 모양을 갖는 여 러 형 태들의 집 합 (s p re it e 라고 한다)으로 나타나는 모양을 포함한다. 보존된 형태에 따라 분류하면 전체돌출(fu llre li e f), 미돌출

(semi ire li ef ) , 움푹 파인 부분 (concave) , 뾰족 나온 부분 (convex) 의 4 가지 종류로 나뉜다(그립 5-30) 흔적화석이 퇴적물 표면에 형 성된 것을 상부 표면 흔적 (exog en ic t race) 이라 하고 퇴적물 내부 에 형성되어 있는 것을 퇴적물 내 흔적 (endog en ic t race) 이라 한다. 흔적화석은 생물체의 행동 양식에 따라 여섯 가지 종류로 나뉜다. 첫째, 이동성 동물이 임시적으로 휴식하기 위해 파 놓은 휴식 흔적 (resti ng tra ce ; Cubic h nia ) . 둘째, 이곳저곳으로 기어가면서 만든 기어간 흔적 (crawl ing tra ce ; Repi ch nia ) 으로 트레 일 (tra il ) 을 포함한다. 셋째, 유동성을 가진 퇴적물 섭취 생물이 먹이를 섭취하기 위 해 움직 일 때 생 긴 먹 이 섭 취 흔적 (gra zin g ; Pasci ch nia ) 으로 퇴 적 물 표면이나 그 바로 아래에 생기며 불연속적인 경우가 많다. 넷째, 먹이섭취구조(f eed i n g str u ctu re ; Fond i n ic hn i a) 로 퇴적물 섭취에 의해 생성되는 다소 임시성의 버로우 (burrow) 이며 안전 장소로 만들어전 구조로도 볼 수 있다.

전체들출

다섯째, 다소, 영구성의 거주지나 피신처로 사용하기 위해 만 들어 진 거 주구조 (dwell ing str u ctu re ; Domi ch nia ) 로 벽 면 이 다져 져 있는 것이 특칭이다. 여섯째, 퇴적충에 침식 또는 퇴적물 유입이 일어날 때, 이룰 피 하기 위 해 만든 피 난구조 (escap e str u ctu r e ; Fug ich nia ) 등이 있다. 흔적화석은 게, 조개류, 녑치, 새우, 뱀장어, 벌레 및 저서생 물 등 다양한 생물에 의해 형성되며, 분류학적으로 동일한 생물 이 만드는 흔적이 동일하다고 할 수 없고, 오히려 비슷한 행동양 식을 갖는 것들이 비슷한 흔적을 남긴다고 여겨지고 있다. 흔적 화석은 육성되적물로부터 심해 퇴적물에 이르기까지 다양하게 나 타나는데, 생물체가 남긴 자국과 퇴적환경과의 연관시켜, Sei- lacher(l964) 가 흔적화석상(康遊化石相, i chno faci es) 을 제안한 바 있다. 이러한 흔적화석상은 수심과 염분도에 밀접한 관련을 갖는 다. 육성환경에서는 곤충, 거미, 노래기, 뱀, 도마뱀 등에 의한 버로우와 터널이, 또는 척추동물에 의한 발자국이나 생물의 뿌리 자국 등이 나타난다. 하성이나 호수성 환경에서는 갑각류, 곤충, 물고기, 새, 양서류 등에 의한 자국이 남게 된다. 특별히 담수에 서 나타난 흔적 화석 을 Scoy e nia 흔적화석 상이 라한다 (Fre y 의 , 1984). 그러나 흔적화석상에서 주안점을 두는 것은 주로 해성 퇴 적물에 관한 것이다. 흔적화석상은 그림 5-31 에 도시한 바와 같이 퇴적층의 퇴적 환 경 에 따라 여 러 종류로 구분한다. Tryp a nit es 흔적 화석 상은 고 결된 암석 내 에 나타나며 거구 구조가 주를 이룬다. Glossif un - gites 흔적화석상은 교질물화되어 있지 않은 암석 내에 나타나 며, 수직이거나 U- 모양을 띤다. Skolit ho s 흔적화석상은 거친 환경(높은 수력학적 에너지)으로 인해 보호적인 모양인 수직으로 파고든 구조들이 많이 나타난다. Cruzia n a 흔적화석상은 수심이

Try pa nlt es Glosslfu ng iles USkoS0li thai효o sn 1· 3,`므C ruz/ans g*ii `—[2I 0 洙{ N瞬뾰흑erelt e s .홑 h .

깊어져 수직적인 구조보다 수평적인 구조가 주를 이룬다. 이것은 낮은 수력학적 에너지와 관련이 있다고 여겨진다. 반심해대 (半深 海帶 bath ya l zone) 에 는 복합적 인 먹 이 섭 취 구조 (fee din g str u c- ture ) 로 Zoop h y co s (그림 5-31 의 21) 와 Lorenzin i a 등이 나타난다. 심 해 대 (深海帶 aby ss al zone) 에 는 Paleodic t y o n (그립 5-31 의 22) 과

같은 흔적화석이 나타난다. 그러나 이러한 각각의 흔적화석이 수 심의 깊이와 관련된 흔적화석상에서 겹쳐 나타나는 경우가 흔히 있다. 이로 인해 하나의 흔적화석이 나타난다고 하여 곧바로 어 떤 수심을 나타내는 퇴적환경이라고 이야기 할 수 없다. 따라서 흔적화석은 다른 퇴적환경의 증거와 함께 사용하여야 의미를 갖 게 된다고 할 수 있다. 흔적화석은 퇴적물의 퇴적률이 높을 때보 다 낮을 때 더 많이 보존되는데 이를 이용하여 퇴적률을 추정할 수 있다. 예를 들면 퇴적률이 높은 곳에서는 생교란작용이 잘 일 어나지 않는다. 또한 흔적화석은 지충의 상하 판별 등에 유용하 게 사용할 수 있다. 특히 흔적화석은 선캄브리아기 지층에서도 나타나는데 이는 선캄브리아기에도 생물이 존재하였음을 보여 주 고 있다. 5-2- 3 -4 기타의 성인에 의해 총리면상에 생긴 자국 (mark­ ing s of mi sc ellaneous orig in) ® 건 열 (乾裂 mudcrack, suncrack) 전열은 머드충의 표면에서부터 하부로 내려가면서 폭이 좁아지 고 v- 모양을 나타내는 구조 (그립 5-32) 를 말하는데 , 퇴 적물이 대 기에 노출되어 증발이 일어날 때 형성되며 머드충에서 나타난다. 이 러 한 전 열 구조는 빗 방울 (rain d rop ) 자국, 거 품 자국 (bubble im p ri n t ) , 척추동물의 발자국 등과 함께 나타나기도 한다. ® 움푹 파인 자국 (pit) 과 작은 자국 (small im p re ssio n ) 주로 머드충의 표면에 나타나는 작게 움푹 파인 자국으로, 빗 방울에 의해 형성된 것을 빗방울 자국(그립 5-33), 우박에 의한 것울 우박 자국 (hail st o n e im p ri n t ) , 거품에 의 해 생 긴 것을 거 품

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그림 5-33 빗방울 자국 (Re i neck, H. E. 와 I. B. Sin g h , 1975).

그림 5-34 연혼 표면에 나타난 거품 자국 (Re i neck , H. E. 와 I. B. Sin g h ,

자국(그림 5 - 34) 이라 한다. 빗방울 자국은 빗방울이 지층면에 직 각으로 떨어지느냐 혹은 경사를 가지고 떨어지는냐에 따라 서로 다론 모양을 나타낸다. 빗방울 자국의 깊이는 1cm 미만인 수 mm 이다. ® 결 정 의 자국 (crys t a l im p r in t ) 얼음, 소금, 석고 등에 의해 형성된 자국을 뜻한다. 얼음이나 눈에 의한 자국(그림 5-35) 은 육성 퇴적물과 조간대 환경에 나타 나며 추운 기후를 지시해 준다. 소금 결정에 의해서 자국이 생기 는 환경은 염분도가 증가한 환경임을 나타내 준다.

그림 5-35 얼음 결정의 자국 (Re i neck, H. E. 와 I. B. Sin g h , 1975).

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® 머드 (mud) 나 샌드 (sand) 의 화산 머드나 샌드가 볼록 튀어나온 모양으로 마치 작은 화산의 모양 을 하고 있는 구조를 말한다(그림 5- 3 6). 크기는 수 cm 에서 수 m 에 이른다. 이 구조는 다져짐에 의해 하부에 물과 섞여 있던 머 드나 샌드가 지총면 위로 솟아 오르면서 형성한 구조이다. 이와 유사한 구조로는 가스나 물이 위로 상승하면서 만든 요철 모양 (pit ·an d mound) 의 구조가 있다. ® 실 개 천 자국 (rill mark) 해변에서 작고 알은 실개천이 하부로 흘러 내려가면서 형성한 구조로서 지역의 지형, 퇴적면의 기울기, 퇴적물 입자의 크기에

그림 5-37 이빨 모양의 실개천 자국(t oo th -sha p ed rill mark) (Cep e k, P. 와

따 라 여 러 가 지 형 태 (comb-shap ed , branchin g , meanderin g rill mark 등)의 실개천 자국을 형성한다. 그립 5-37 은 실개천 자국 중에서 이빨 모양의 실개천 자국이다. 유수가 그립의 오른쪽 상 단에서 왼쪽 하단 방향으로 흘렀음을 알 수 있다. 5-2-4 기타 구조 ® 사암의 암맥 (sandsto n e dy k e) 기존에 있는 지층에 마치 암맥처럼 사암이 뚫고 들어와 있는

그림 5-38 진주지역 경상누층군에 나타나는 방해석의 결핵체 (concreti on ).

구조를 말하며, 두께는 수 cm 에서 10m 이상에 이르기까지 다양 하다. 내부에 구조는 잘 나타나지 않고 입자들이 암맥의 방향과 평행하게 배열되어 나타난다. 육성 내지 해성 환경에 다양하게 나타나는데, 상부에 놓인 지충의 하중으로 인해, 혹은 어떤 충격 이 가해질 때 하부에 있던 액체화한 샌드충이 상부로 뚫고 올라 와 형성된 구조이다. 특별히, 이러한 구조가 기존 지층의 충리면 과 평 행 하게 들어 간 것 을 사암 실 (sandsto n e sill ) 이 라 한다. ® 결 핵 체 ( 結核體, concreti on ) 결핵체는 퇴적물 내 공국에 교질물(！ 訂 質物)이 채워져 퇴적물의 원래 조직이 교란 받지 않은 상태로 생성되는데, 모양은 평편하 거나 둥글거나, 또는 신장된 형태로 나타난다(그림 5-38). 결핵 체는 주로 방해석이 교질물로 채워져 있고 이의에도 돌로마이트, 적칠석 , 능칠석 (sid e rit e) , 쳐트, 황철석, 석고 등으로 채워진다. 결핵체는 중심부에 생물체의 껍질이나 껍질 조각을 핵(核)으로 하여 나타나는 경우가 있다. 결핵체는 퇴적과 동시에 형성되는 것도 있으나 대부분은 퇴적 후에 형성된다. 결핵체는 대체로 충 리면에 평행하게 발달되어 있고, 충리가 결핵체 내부를 통과하여 발달되어 있다. 결핵체를 포함한 퇴적물이 점차 다짐작용을 받을 때 결핵체는 이미 교질물로 채워져 있기 때문에 결핵체 주위의 퇴적물은 총리가 휘어져 나타난다. 그림 5-39A 는 영월 마차리 지역 밤치재에 분포한 사동총(밤치충으로도 부른다)의 석회암 내 에 이차적으로 생성된 처어트 단괴이다. 결핵체와 매우 유사한 것으로는 단괴 (nodule) 가 있다. 불규칙 한 모양이며 여러 광물로 구성되어진다. 일반적으로 해저면에서 퇴적과 동시에 형성되어지고 있는(퇴적 동시성) 망간 단괴 (mang an ese nodule) 나 인 회 석 단괴 (ph osph orit e nodule) 가 있다.

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® 스타일로라이트 (s ty lo lit e) 탄산영암에서 원래의 충리면이 이차적으로 압력용해작용 (pressure soluti on ) 을 받아 여 러 굴곡 형 태 를 갖고 나타나는 구조 롤 말한다(그립 5-40). 석회암에 주로 나타나며 사암, 규암, 처어 트에도 가끔 나타난다. 압력용해작용의 잔류물질로는 점토광물, 철산화(i ron oxid e) 광물 및 세립질의 유기물질 등을 포함한다. 스타일로라이트나 결핵체 구조는 용해 내지 침전 작용에 의해 생 성되어지기 때문에 화학적 구조로 분류되어 설명되기도 한다.

그림 5-40 미국 뉴욕주 얼바니 (Albany ) 오논다가 (Ononda g a) 석회암 내

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제 6 장 쇄설성 퇴적암 6 기 역 암 (磯岩, cong lo merate ) 쇄설성 퇴적암에서 2mm 이상의 크기를 갖는 입자가 우세하게 나타나는 것을 역암(그림 6-1) 이라고 한다(라틴어 기원인 rud it e 라 고도 가끔 사용된다). Folk(1974) 는 2mm 이상의 입자가 30% 이 상일 때, G i lber t 0982) 는 50% 이상일 때를 역암으로 구분하고 있다. 이질암 기질이 많고 분급이 불량한 퇴적암 내에 자갈이 분 산되 어 나타나는 것 을 Crowell (1957) 은 자갈성 이 질 암 (pe bbly muds t one) 으로 지칭하고 있고, F li n t (1960) 는 다이아믹타이트(di­ ami ctite) 로 사용하고 있다. 그러 나 자갈성 (pe bbly) 이 란 용어 에 대해서는 부적절하다는 의견이 있고, 또한 다이아믹타이트란 용 어가 빙성충을 포함한 퇴적환경에 제한 없이 광범위하게 사용되 고 있기는 하지만 기질의 정확한 양에 관한 언급이 없어 모호한 점이 있다. 역(礎, clas t)의 원마도가 좋은 것을 역암으로, 역의 원마도가 나쁜 것을 각력암으로 나누기도 한다. 역암은 지질 시

그림 6-1 강원도 영월 마차리지역에 분포하는 홍점충 하부의 역암.

대의 충서에 흔히 나타나지만 전체 퇴적암의 1% 미만이다. 역암에 관한 연구는 지구조와 공급지 해석에 유용한 역할을 한 다. 현재 역암의 퇴적환경학적 연구가 활발히 진행되고 있는데 이는 역암이 원유와 천연가스의 저류암 역할을 하기 때문이다. 역암은 광물 입자로 구성되어 있기보다는 암편 혹은 역으로 구성 되어 있다. 이러한 역은 모든 종류의 암석을 포함한다. 역 이의 에 점토 내지 모래로 된, 혹은 점토와 모래가 섞여 있는 기질을 다양하게 포함한다. 구성 입자가 크기 때문에 야의 조사시에 육 안으로 관찰할 수 있는 기본적인 자료를 측정하게 된다. 예를 둘 면 역의 조성이나 형태에 관하여는 노두에서 직접 관찰이 가능하

@ 스타일로라이트 ( s t y l o li t e ) 단산염암에서 원래의 총리면이 이차적으로 압력용해작용 (pressures olution)을 받아 여 러 굴곡 형 태 를 갖고 나타나는 구조 를 말한다(그림 5-40).석 회암에 주로 나타나며 사암， 규암， 처어 트에도 가끔 나타난다. 압력용해작용의 잔류물질로는 점토광물， 철산화(i r on oxide) 광물 빛 세립질의 유기물질 등을 포함한다. 스타일로라이트나 결핵체 구조는 용해내지 침전 작용에 의해 생 성되어지기 때문에 화학적 구조로 분류되어 설명되기도 한다.

그림 5-40 미국 뉴욕주 얼바니 (Albany) 오논다가 ( O n o n d a g a ) 석회암 내

6-1-1 역암의 분류 기질의 양을 기준으로 15% 미만인 것을 정역암(正礎岩, or- tho cong lo merate ) , 15% 이상인 것을 준역암(準礎岩, pa racong - lomera t e) 이라 한다 (Pe ttij ohn, 1975). 정역암은 역들이 서로 접촉 하고 있다. 수심이 얕은, 죽 수력학적 에너지가 높은 지역에서 세립질 입자가 빠져나가 상대적으로 조립질의 입자들이 많이 쌓

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여전 것 (간혹 심해의 혼탁류에 의해 퇴적되는 경우도 있다)을 말하 며 이 러 한 경 우를 역 지 지 (clast- s u p po rte d ) 라고 한다 (그립 6-3) . 준역암은 역들이 서로 접촉하지 않고 기질 내에 산재해 나타나는 것을 말한다. 준역암은 육성 및 해성의 여러 과정에서 형성되어 전다. 이류(i}t溫 mudfl ow ), 데브리 흐름, 빙성 퇴적물에 의해 형성되며 이러한 경우를 기질지지 (ma t r i x-su pp or t ed) 라고 한다(그 립 6-3 ). 한편 퇴적물이 퇴적된 후 미고결 상태에서 변형을 받거 나, 재퇴적 (rede p os iti on) 에 의해 형성된 역암울 분지 내 형성역 암(i n t ra fo rma ti onal cong lomera t e) 이라 한다. 이것은 머드가 전조 된 상태에서 조류, 폭풍 등에 의해 기존의 퇴적물이 부스러져 다 소 이동되어 나타나는 경우이다. 야의에서 비공식적으로 사용하 는 용어로 역의 조성아 주로 규암으로 구성되어 있으면 규암 역 암 (qu artz i t e cong lo merate ) 이 라 하고, 역 의 크기 로 볼 때 자갈로 구성 되 어 있으면 자갈역 암 (pe bble cong lo merate ) 이 라 하고, 역 암 의 퇴 적 환경 을 유추할 수 있으면 하성 역 암 (fluv ia l cong lo merate ) 등과 같이 관련된 명칭을 붙이기도 한다. 6-1-2 역의 조성 역암 내 역의 조성이 한 종류의 역으로 구성되어 있는 것을 단 일상( 單 一相, oli go mi tic) 역암이라 하고, 두 종류 이상의 역으로 구성되어 있는 것을 복합상(複合相, po lym itic) 역암이라고 한다. 역의 구성은 역을 공급하는 공급지의 암석 분포에 따라 좌우되나 이의에도 운반 거리, 역의 원래 크기 등에 관련된다. 단일상 역암은 첫번째 퇴적작용(fi rs t -c y cle dep os it s) 에서 나타 날 수 있고 공급지의 암석이 마모에 강한 규암 등의 암석인 경우 가 많다. 역으로 나타날 수 있는 암석으로는 기존의 화성암, 되

적암, 변성암 등의 모든 암석이 포함된다. 공급지에서 떨어져 나 온 퇴적물은 운반 거리나 마모에 대한 안정성에 따라 운반과 퇴 적 과정에서 없어지기도 한다. 운반 거리가 가까울수록 역은 원 마도가 낮고 불안정한 암석이 다양하게 나타날 수 있다. 6-1-3 기질 (ma tri x) 과 교질물 (cemen t)의 성분 역과 역 사이를 채우며 주로 접토와 샌드 크기의 입자로 이루 어져 있는 것을 기질이라 한다. 기질의 성분은 모든 암석으로 이 루어질 수 있는데 역의 조성과 대부분 관련성이 있다. 그러나 기 질이 역의 파편이 아닌 경우, 죽 공급지의 암석이 아닌 탄산염 유기물 파편 등의 경우에는 관련이 없게 된다. 역의 크기가 커질 수록 기질의 입자 역시 커지지만, 대부분 기질을 이루는 것은 샌 드 크기의 것이다. 기질의 성분은 점토광물, 세립질의 운모류, 석영, 장석, 중광물, 암편 등으로 구성된다. 교질물은 기질에서 2 차적으로 형성되며 석영, 점토, 방해석, 적칠석 등으로 이루어 진다. 6-1-4 역암의 조직과 구조 역암의 조직은 제 4 장의 퇴적암의 조직에서 이미 언급한 바 있 다. 역암 내 역들의 모양이나 방향성에 대한 특칭은 사암과는 다 르게 나타나는데 역의 경우 유수에 의해 짧은 거리를 이동할지라 도 다소 원마되나 샌드 입자는 원마도가 아주 조금 변화한다. 특 히 하성 환경에서 역들은 원마도가 높으나 샌드 입자는 아각 내 지 각을 갖는 원마도가 낮은 형태를 나타낸다. 역의 공급암이 편 암 등의 편리면이 발달된 암석일 경우는 판상이나 원반형 모양을

갖고, 마모에 강한 규암 등이 공급암일 때는 입방형으로 나타난 다. 유수의 흐름에 대한 방향성에 있어서도 역은 유수의 방향에 가로지른 방향에서 평행한 방향까지 고루 나타나는 반면, 샌드 입자는 유수의 방향에 평행하게 나타난다. 역암은 뚜렷한 구조를 나타내지 않고 괴상으로 나타나기도 하지만 총리면이 희미하게 발달하거나 또는 명확히 발달하기도 한다. 하성 환경의 역암은 트라프 사충리가 나타난다. 그렇지만 역암에서의 사총리는 사암 에서의 사총리보다 혼하지 않다. 6- 1 -5 역암의 퇴적 메커니즘과 환경 역암은 유수나 빙하 등에 의한 여러 퇴적 메커니즘을 통해 운

그림 6-4 미국 오레곤의 포트 오르휘드 (Po rt O rf ord) 층에 나타나는 망상

반되어 육지의 하성 환경에서부터 바다의 심해저 환경까지 다양 하게 나타난다. 6-1-5-1 유체 흐름(fl u i d fl ow) 에 의해 퇴적된 역암 ® 망상하천 (braid e d str e am) 에 의 해 퇴 적 된 역 암 (그림 6-4 ) 은 선상지-삼각주(fa n-del t a) 를 나타낸다. 이 역암의 특징은 대부분 이 역 지 지 (clast- s up po rte d ) 역 암이 고, 분급이 불량하며 , 기 질로 는 실트 내지 샌드 입자를 갖는다. 이러한 환경의 역들은 원마도 가 낮은 것부터 높은 것까지 다양하게 나타나고 점이(g rad i n g)는 대부분 나타나지 않지만 정상 내지 역전된 형태의 점이를 보이기

그림 6-5 미국 오레곤의 엄프콰 강(U m pq ua R i ver) 에 나타나는 하천 흐름

그립 6-6 미국 오레곤의 남부 해안에 나타나는 현생 해빈의 역지지 역암.

도 한다. 상향 세립질 경향이 우세하나 상향 조립질 경향도 보인 다. 총리면은 대체로 찰 나타나는 편이며 평판총리(p lanar str a ti fica ti on ) 와 사총리 가 흔히 나타난다. ® 하천 흐름(~t ream fl ow) 에 의해 퇴적된 역암(그립 6-5) 은 망 상하천에 의해 퇴적된 역암과 유사하나 큰 규모의 평판형 사총리 가 나타난다. 또한 분급이 좀 더 양호하고 원마도가 높게 나타나 며 역의 크기가 더 크다. ® 해빈에 위치하고 파도에 의해 퇴적된 역암(그립 6-6) 은 역 지지 역암으로 분급이 좋고 원마도 역시 높은 편이다. 점이는 일 반적 으로 나타나지 않으나 간혹 정 상점 이 (normal grad in g ) 가 나

타나기도 한다. 역들의 방향성은 바다쪽으로 경사져 나타나며 역 의 장축이 해변의 방향에 평행하게 놓이거나 혹은 여러 각도의 사각을 갖고 나타난다. 한편, 충리면은 잘 나타난다. ® 조류에 의해 퇴적된 역암은 역지지와 기질지지 역암을 모두 포함하나 기질지지 역암이 더 흔히 나타난다. 분급은 불량하거나 중간 정도로 나타나며 원마도는 높은 편이다. 점이는 정상 및 역 전 접이가 나타나지만, 대부분 점이가 찰 나타나지 않는다. 역은 방향성이 잘 나타나지 않는 편이나 간혹 방향성을 띠기도 한다. 충의 수직적인 변화를 살펴보면 상향 세립질이며 역들이 상부로 갈수록 크기가 작아지고 역의 양이 적어지는 경향을 나타낸다. ® 파도, 폭풍, 해류에 의해 재이동되어 퇴적된 역암(그림

그립 6-7 미국 오레곤의 흐로라스 호수 (Floras Lake) 에 분포하는 사암 내

6-7) 은 역지지나 샌드기질지지 역암으로 나타나며, 분급은 불량 하나 원마도는 높은 편이다. 점이는 나타나지 않는 것과 정상점 이가 나타나는 것이 있다. 역의 방향성은 잘 발달되지 않는다. 샌드기질지지 역암은 수평적으로는 불연속적으로 나타나며 낮은 각도의 사충리를 갖는다(그림 6-7). 역지지 역암도 수평적으로는 불연속적으로 나타나며 수로 (channe l) 형태의 렌즈상으로 나타난 다. 파도 등에 의해 재이동되어 형성된 역암은 소구 사총리 (hummocky cross-str a ta ) 를 수반하는 경 우가 많다. 6-1-5-2 빙하의 흐름(i ce fl ow) 에 의해 퇴적된 역암 (그림 6-8) 빙성 퇴적물은 틸(till)이라고 불리고 틸이 고결된 것을 빙역암 (氷礎岩, tillit e) 이라 한다. 대부분이 기질지지 역암으로 형성되며 분급은 불량하다. 역의 크기와 원마도는 매우 다양하다. 점이는

그림 6-8 스웨덴 크리스틴버그 (Kr i s ti nber g)에 나타난 빙하에 의해 퇴적된

나타나지 않고 역의 장축이 빙하의 흐름에 평행하게 나타나는 것 이 많다. 빙하는 고위도 내지 표고가 높은 곳에서 서서히 저위도 내지 표고가 낮은 곳으로 이동하기 때문에, 이동 경로내에 위치 한 육성의 호수, 하성 환경과 관련되기도 하고, 바다로 유입되어 해성환경과 관련되기도 하여 다양한 환경을 나타낼 수 있다. 6-1-5-3 퇴적물 중력 흐름 (sed i men t gr avit y fl ow) 에 의해 퇴적된 역암 육성 데 브리 흐름 (subaeria l debris flow ) 은 산록 내 지 충적 선상지 (alluvia l fan) 에서 형성된 역암의 운반 메커니즘에 아주 중 요한 역할을 한다. 데브리 흐름에 의해 형성된 역암은 망상하천 퇴적물이나 하천 흐름의 퇴적물을 협재한다. 역지지 역암도 존재 하나 대부분 기질이 많이 함유된 기질지지 역암이다. 분급은 불 량하며 원마도는 낮다. 그러나 공급암에 따라 원마도가 높을 수 도 있다. 점이는 일반적으로 나타나지 않지만 간혹 보이기도 한 다. 역들은 대부분 방향성을 나타내지 않으나, 좀 더 유동적일때 는 다소 방향성을 나타낸다. 충리면은 잘 나타나지 않으나 희미 하게 (crudel y) 나타나는 경우도 있다. 역암충의 두께가 두꺼울수 록 역의 크기가 커지는 경향이 있다. 재 되 적 (resedim ente d ) 된 역 암은 퇴 적 물이 유동성 에 의 해 수심 이 깊은 쪽으로 퇴적률이 매우 높은 천해의 환경에 쌓였던 것이 이동되어 퇴적된 것을 말한다. 데브리 흐름, 입자 흐름(gr a i n flow ) , 고밀도 혼탁류 (high -densit y tur bid i t y current) 등의 메 커 니 즘으로 인해 유수내에서 이동하게 되며 어떠한 퇴적 메커니즘이 이동시키는가에 따라 역암의 특성이 달라진다. 첫째, 데브리 흐름에 의해 재되적된 역암은 역지지와 기질지지 역암이 모두 나타나고, 분급은 불량한 편이며, 점이는 대부분 없

으나 간혹 역점이 내지 정상접이가 나타난다• 역의 방향성 발달 은 불량하고 총리 발달도 빈약하며 상향 세립의 경향을 나타낸 다. 이 러 한 수성 (subaq u eous) 데 브리 흐름에 의 해 형 성 된 역 암이 육성 (subaeria l ) 데브리 흐름에 의해 형성된 역암과 다른 점은 아 래와 같다. 수성 데브리 흐름에 의해 형성된 역암은 혼탁류암과 관련되어 있으며, 화석을 함유한 머드나 실트충이 존재하고, 생물 교란 (bio t u r bat ion ) 에 의 한 구조나, 파도에 의 해 형 성 된 구조가 나타 난다. 역의 방향성과 점이가 다소 좋고, 기질양의 증가로 인해 상향 세립 경향을 보이며, 역암충의 두께와 역의 크기와의 관련 성은 나타나지 않는다. 둘째, 입자 흐름(gr a i n fl ow) 에 의해 재퇴적된 역암은 대부분이 역지지 역암이며 분급은 중간 정도에서 불량한 상태까지 나타나 고 원마도는 다양하다. 역점이가 흔히 나타나며, 역들의 장축은 유수의 흐름에 평행하게 배열되는 방향성을 갖는다. 역암은 충리 룰 나타내지 않으나 역암과 수반된 사암 내에 영리가 나타난다. 셋째, 혼탁류에 의해 재퇴적된 역암은 역지지와 기질지지 역암 이 모두 나타나나, 역지지 역암이 더 많다. 분급은 중간 정도에 서 불량한 상태까지 나타나며 원마도는 다양하다. 정상접이가 매 우 혼하게 나타나고 역의 장축이 유수의 흐름에 평행하게 나타나 며 유수 상부 쪽으로 경사를 갖는 것이 일반적이다. 충리는 수평 으로 나타날 때 트라프(t rou g h) 사층리를 나타내기도 한다. 상부 충으로 갈수록 두께가 얇아지고 세립화되는 경향을 갖는다. 그러 나 화귀하게 상향 조립질인 경우도 있다. 넷째, 화산쇄설성 (volcanic la sti c) 역암(참고 : 화산쇄설암에 대한 설명은 화산쇄설암 (6-4) 에서 다루어지기 때문에 화산쇄설성에 관한 것은 생략하기로 한다)은 퇴적작용이 진행되는 동안 화산에서 분

출된 조립질의 물질이 공급되어 형성된 것을 말한다. 화산쇄설성 입자가 2~64mm 크기의 것일 때 라필리 (l a pilli)라 하고 64mm 보 다 큰 입 자는 블럭 (block) 이 라 한다. 육상이나 수중에서 화산 폭발에 의해 올라갔던 물질이 내려앉 아 형성된 것을 화산쇄설성 낙하물(py roclas tic fa ll) 이라 하고 화 산 물질이 암설류에 의해 형성된 것을 화성쇄설성 흐름(py roclas­ tic fl ow) 이라 한다. 마그마 내지 용암의 관입에 의해 퇴적물 내 에 각전 암편이 산재해 나타나는 것을 하이아로쇄설성암 (h y­ aloclas tit e) 이라고 한다. 한편 기존의 화산쇄설성암이 데브리 흐 름 등에 의해 재이동되어 형성된 것도 있다. Walker (l975) 는 재 퇴 적 역 암을 접 이 와 총리 (str a ti fica ti on ) 에 근거해 세 가지로, 죽 역점이에서 정상점이 모델, 점이충리성 (grad ed-str a ti fied ) 모델, 불균질충 (d i sor g an i zed-bed) 모델로 나 누기도 한다. 6-2 사암 구성 입 자로 1/16mm(0. 0625mm) 에서 2mm 의 크기 를 갖는 샌 드 (sand) 가 우세하게 나타나는 것을 사암(砂器 sands t one) 이라 한다. 쇄설성 퇴적암 중에서도 특히 사암에 관한 연구가 활발히 진행되어 왔다. 사암은 지구조적인 면과 퇴적환경학적인 연구에 필수불가결한 암석이라고 할 수 있다. 사암은 퇴적물의 공급지 연구에 매우 유용하며, 원유의 저류암으로서도 중요하고 이의의 경제성을 갖는 광물을 여러 종류 내포하고 있어 각광을 받고 있 다. 여기서는 사암의 분류, 구성 광물, 사암의 광물 조성과 조구

6-2-1 사암의 광물 조성 (mineral assemblag e /comp o si- tion ) 사암울 이루고 있는 주요 광물 조성은 석영, 장석, 암편이며 이의에 단일 광물의 부수 광물과 기질이 포함된다. 사암의 광물 조성으로 나타날 수 있는 것은 기본적으로 화성암, 퇴적암, 변성 암 모두 포함되나 공급지의 암석 분포 상황에 따라 사암의 광물 조성이 달라지게 된다. 운반 과정에서 마모되거나 소멸되는 광물 도 있게 되고 고지리나 고기후에 영향을 받게 되고 퇴적 메커니 즘과 퇴적 환경에 의해서도 광물 조성은 영향을 받게 된다. 또한 퇴적 후 일어나는 속성작용에 의해 광물이 변화하기도 한다. 참 고적으로, 퇴적물로 공급되어전 것이 아니고 공극에 자생적으로 생 긴 것 을 자생 광물 ( 自 生鑛物, auth i ge nic mi neral) 이 라 하고 광 물 조성 분류시에 별도로 취급하여 원래 공급된 광물 조성에는 포함시키지 않는다. ® 석 영 (石英, quartz ) 지각내 원소 중 대부분을 차지하는 산소 (0) 와 규소 (S i)가 결합 하여 석영 (S i 02) 을 이루며 석영은 쇄설성암에서 가장 많이 나타 나는 광물이다. 사암에는 평균 65% 정도가 함유되어 있고 머드암 도 평균 30% 가 석영으로 이루어져 있다. 석영은 육안이나 현미 경 관찰에서 구별이 용이하다. 그러나 세립질의 입자인 경우는 장석과 혼동되기도 한다. 석영은 화강암, 편마암, 편암 등의 결 정질 암석에 많이 나타나는데 이러한 모암들로부터 유래된 석영 은 산소와 규소의 강한 결합에 의해 경도가 7 로 단단하며 안정도 가 높아 여러 번의 암석 윤회에서도 살아남게 된다. 석영은 입자 의 형태, 소광 상태, 그리고 현미경 관찰 등으로 기준을 정하여

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분류하기도 한다. 석영의 직소광과 파동소광, 소광각의 크기 정 도와 단 • 복결정질 석영의 기준으로 여섯 종류로 나눈 Folk (1961) 의 현미경 관찰 기준 분류도 있다. 가장 일반적으로 석영 울 나눌때 는 직 소광 (non-undulato r y) 석 영 과 파동소광 (undula- tor y ) 석영으로 나누고 또한 단결정질 (monocr y s t a lli ne) 석영과 여러 개의 석영입자로 이루어전 복결정질(p ol y cr y s t a lli ne) 석영으

로나눈다. 사암에 가장 많이 나타나는 석영을 연구할 때, 어떠한 암석에 서 유래된 것인가를 추정할 수 있는 방법이 관심의 대상이 된다. Bla tt와 Chris t i e0 963), Bla tt (1967) 는 기존의 화성암과 변성암 에서 나타나는 석영의 특징을 관찰하여, 각 암석에서 나타나는 직소광 석영의 함유량을 발표한 바 있다. 그림 6-9 에서 알 수 있 는 바와 같 이 심성암, 편마암, 편암의 시료에서는 직소광의 석영 이 적게 나타나는 것 을 알 수 있다. 이러한 결과를 통해 그들의

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논문에서는, 기원암에 나타나 있는 직소광 석영 함유량의 많고 적음과, 직소광 석영 입자의 크기와 사암내 함유량의 관계를 기 술하고 있다. 그러나 사암내에 나타나는 직소광 석영의 많고 적 음만을 가지고, 이 직소광 석영이 어떠한 암석으로부터 유래된 것인가를 추정한다는 것은 무리가 있다. 다시 말해 어떤 퇴적암 에 직소광 석영 함유량이 많다고 했을 때, 원래 직소광 석영의 함유량이 높은 암석에서 유래되었을 가능성이 높기는 하겠지만, 직소광 석영 함유량이 적은 암석에서도 유래될 수 있다는 것이 다. 결국 단순히 직소광 석영의 많고 적음을 통해서 기원암을 추 정하는 방법보다는, 암석의 종류에 따라 나타날 수 있는 특징적 인 석영 입자의 형태가 석영의 기원암울 추정하는 데 결정적인 역할을 하게 된다. 기원에 따른 석영 입자의 형태를 관찰해 보면, 화산암 기원의 석영은 입자의 가장자리가 움푹 파인 형태 (emba y ed) 를 나타내기 도 하며(그림 6-10), 주로 단결정질 석영으로 나타난다. 석영 입 자가 흐름 조직을 보이는 유리질 기질로 둘러싸여 있는 경우도 있고(그림 6-11), 석영의 가장자리가 직선으로 나타나는 자형의 형태를 갖기도 한다(그립 6-12). 화산암 기원의 석영은 직소광 석영이 많이 나타난다(그림 6-9). 암맥 기원의 석영은 특칭적으 로 유체 포유물을 많이 함유하며 나타난다(그림 6- 1 3). 변성암 기원의 석영은 재결정화 작용을 받아 석영 입자가 신장되어 편암 에서는 운모편들과 함께 길쭉한 형태로 나타난다(그립 6-14). 석 영내 포유물이 변성 광물로 되어 있는 경우도 변성암 기원의 석 영으로 해석할 수 있다(그립 6-15). 석영이 과성장(過成長, overgr ow th) 된 후 이 것 이 풍화를 받아, 다시 퇴 적 물로 사암내 에 나타나면 이러한 석영은 퇴적암 기원임을 알 수 있다. 국내의 평 안층군, 대동총군의 사암에 과성장한 석영이 흔히 나타난다(그림

로나눈다. 사암에 가장 많이 나타나는 석영을연구할 때， 어떠한 암석에 서 유래된 것인가를 추정할 수 있는 방법이관심의 대상이 된다. Blatt 와 Christie(1 9 63), Blatt(1 967 ) 는 기존의 화성암과 변성암 에서 나타나는 석영의 특정을 관찰하여， 각 암석에서 나타나는 직소광 석영의 함유량을 발표한 바 있다. 그렴 6-9 에 서 알 수 있 는 바와 같이 심성암， 편마암， 펀암의 시료에서는 직소광의 석영 이 척게 나타나는 것을 알 수 있다. 이러한결과를 통해 그들의

그림 6-10 일본 마이즈르층 내에 나타난 업자의 가장자리가 움푹 파인 형

그림 6-13 미국 텍사스의 트라비스 피크충 (Trav i s Peak Forma ti on) 에서

그림 6-14 정선 북동부 나전지역 (북평리) 홍정충내 편암에 나타나는 신장

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6-16) . 이와 같이 특징적인 형태로 석영의 기원암을 유추할 수 있다. 한편 입자간 공극내에서 속성작용에 의해 석영이 자생광물로 나 타나기도 한다. 그림 6-17 은 석영의 결정면이 매우 매끄럽고 자 형의 형태로 성장하는 것을 보여주고 있다. ® 장석 (長石, feld spa r : 그립 6-18) 장석은 화학적, 물리적, 구조적 특칭에 의해 세 종류로 나뉜다. @ 칼륨 (K, po ta s siu m ) 울 함유하는 칼륨장석 (그립 6_18A 와 B) © 나트륨 (Na) 과 칼슘 (Ca) 을 함유하는 사장석(斜長石, pla g io- clase) （그립 6-18A)

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그림 6-17 미국 덱사스 벨 캐니언충 (Bell Cany o n Forma ti on) 에 자생광물

© 칼륨장석 과 사장석 을 함유하는 퍼 사이 트 (pe rth i t e) （그림 6- 18D) 칼륨장석 은 정 장석 (orth o clase) , 미 사장석 (mi cro clin e ) , 새 니 딘 (san i d i ne) 으로 세분되며, 사장석은 알바이트 (alb it e), 올리고클레 스 (oli go clase) , 안데 신 (andesin e ) , 라브라도라이 트 (lab radorit e) , 바이토우나이트 (b yt own it e), 아놀사이트 (ano rthit e) 로 세분되며 (alb it e 에 서 anor t h it e 로 가면서 Na 함유량은 줄어 들고 Ca 함유량은 높아진다)， 퍼사이트는 칼륨장석에 사장석이 칙선상으로 성장, 정출, 치환된 것과 이와 반대로 사장석에 칼륨장석이 나타나 있 는 것 (앤티퍼사이트, an tip er t h it e) 으로 나뉜다. 장석은 풍화에 비교적 약하다. 장석이 사암내에 많이 나타나면

그림 6-18 사암에서 나타나는 장석의 현미경 사진. A : 대천지역 대동총군

히구찌충 내의 퍼사이트 (P) 와 정장석 (0), D : 성주리 상부사암

풍화작용이 약하였거나 공급지에서 퇴적지에 쌓여질 때까지 풍화 작용을 받을 수 있는 거리와 시간이 짧았음을 의미한다. 이와는 반대로 장석이 거의 없거나 나타나지 않을 경우에는 심한 풍화작 용을 받았거나 운반되어질 때 장석이 선별적으로 제거된 것으로 추정할 수 있고, 이의에도 공급지의 암석에 원래 장석이 거의 존 재하지 않은 경우로도 생각할 수 있다. 퇴적암내의 장석은 장석 울 함유하는 모든 결정질 암석으로부터 유래될 수 있으나 대부분 은 화강암과 편마암에서 유래된다. 이와 갇이 장석의 유무와 많고 적음은 공급지의 암석 종류에 따라 좌우되지만, 장석은 화학적 풍화작용에 매우 약하므로 기후 조건에 의해서도 제거된다는 점을 고려하여야 한다. 박편상에서 흔히 나타나는 장석의 변질작용은 다음과 같다. 기 포화작용 (氣泡化作用, vacuoli za ti on ) : 장석 내 의 벽 개 면 (cleav-ag e pla ne) , 열극 (frac tu r e) , 쌍정 면 (tw i n comp o sit ion pla ne) 등을 따라 물이 침두하여 많은 유체 포유물이 생성되는데, 이러한 유 체 포유물에 의해 장석이 흰색이나 희미한 (cloud y) 색을 띠게 되 는 것을 말한다. 견운모화작용(組雲母化作用, seric itiza ti on ) : 칼륨이 풍부한 장 석이 견운모로 변화하는 것을 가리키며 기포화작용처럼 장석내의 벽개면 등에 5~lOµm 길이로 견운모가 생성된다. 몬모릴로나이 트화작용 (montm orill on it iza ti on ) : 장석 이 변질되 어 접토광물인 몬모릴로나이트가 생성되는 작용을 말하며 주로 사장 석 에 서 나타난다. 이 작용을 스멕 타이 트화작용 (smecti tiza ti on ) 이 라고 부르기도 하나 장석은 주로 스멕타이트족(族)의 단종(單種, endmember) 인 몬모릴로나이트로 변질되기 때문에 몬모릴로나이 트화작용으로 표현하였다.

카울리나이트화작용 (kaol i n iti za ti on) : 칼륨장석이나 사장석이 변질되어 카울리나이트가 형성되는 것을 가리키며 견운모화작용 이나 몬모릴로나이트화작용보다 변질과정이 더 심하거나 장기간 영향을 받을 때 카올리나이트가 생성된다. 알바이트화작용 (alb iti za ti on) : 장석은 대체로 점토광물로 변하 지만, 사장석의 경우 칼슘성분이 나트륨성분으로 교대되어 알바 이트가 생성되는 것을 알바아트화작용이라 한다. 장석의 알바이 트화작용은 장석의 기원에 따라 차이가 난다. 이상의 변질작용은 실제적으로 풍화작용으로부터 많은 영향을 받지만, 기후조건이 풍화작용과 밀접한 연관을 보이기 때문에 기 후 조건을 지시하기도 한다. 예를 들면 견운모화, 몬모릴로나이 트화작용은 기후가 온화한 온대 기후를 나타내고 카울리나이트화 작용은 아열대 기후를 지시하기도 한다. ® 암편 ( 岩 片, rock frag m ent ': 그 림 6-19) 암편은 화성암, 변성암, 퇴적암 등 모든 암석으로부터 유래될 수 있기 때문에 암편의 종류와 함량은 매우 다양하게 나타난다. 사암은 평균 10~15% 의 암편을 함유하는데, 암편의 함량은 퇴적 물 입자의 크기, 퇴적물을 이루는 암석의 종류, 풍화 및 운반과 정, 퇴적환경 등에 의해 영향을 받는다. 예로 공급지의 암석이 규암일 경우에는 규암의 암편이 다량 함유될 수 있는 반면, 공급 암이 이질암인 경우에는 풍화나 운반 과정중에 제거되기 쉽기 때 문에 소량의 이질암 암편만이 남게 된다. 이와 같이 암석 종류에 따라 공급지로부터 퇴적지에 공급되어지는 양이 달라지게 되는 데 , 이 것 을 잔류 가능성 (surviv a l pot e n ti al) 이 라 한다• 규암의 경 우는 높은 잔류 가능성을 갖게 되고 이질암은 낮은 잔류 가능성 을 갖게 된다.

변성암 기원의 암편에 있어서 운모가 주구성광물로 된 변성기 원암편은 운반 과정에서 마모되기 쉽고, 특징적인 조직이 보이는 변성암편의 경우, 변성암의 암석 종류를 판별할 수 있게 해 준 다. 퇴적암기원의 암편의 경우, 실트와 점토 크기의 입자로 이루 어진 암편은 비교적 마모에 약하고 다짐작용에 의한 소성 변형을 받아 암편의 형태가 길게 신장되는 등의 다양한 모양으로 나타나 기도 한다. 이러한 세립질의 암편이 나타나는 경우, 공급지가 근 거리에 있었다는 것을 추정할 수 있다. 화산암 기원의 암편은 공 급지의 암석 종류에 따라 구성 입자들이 쉽게 변질작용을 받을 수도 있는데, 심하게 변질작용을 받은 암편은 구별에 어려움이 있다. 암편은 풍화 및 운반 과정을 거치는 동안 파쇄되어 암편을 이 루고 있는 개개의 구성 입자들로 분리되기도 한다. 일반적으로 공급지에서 가까운 거리의 퇴적물에는 암편의 양이 많고, 공급지 에서 먼 거리의 퇴적물에는 암편의 양은 적은 반면에 분리되어 나온 단일 입자의 광물의 양이 증가하게 된다. ® 부수광물 ( 附隨鑛物, accessory mi ne ral) 부수광물은 운반되어온 광물 중에서 석영과 장석 그리고 운모 류를 제의한 나머지 모든 광물을 가리키며, 이들 부수광물은 공 급지 암석에 소량 함유되어 있는 광물로부터 유래된다. 사암의 경우 부수광물의 함유량이 1% 미만으로 나타나는데, 변성암의 부 수광물 함유량이 3% 정도 되는 것으로 미루어, 변성암 기원의 부 수광물이 사암내에 많이 유입되는 것으로 여겨진다. 부수광물은 비중이 2. 85~2. 9 이상이기 때문에 중광물(重鑛物, heavy mi ne ral) 이라고도 부른다. 저어콘 (z i rcon), 전기석 (tou rmali ne ), 자철석 (ma gn e tit e) 은 변성

표 6-1 공급암에 따른 사암에 나타나는 부수광물 (Bla tt, H., 1982). 화성암 변성암 화성암 및 변성암 이 지 린석 (Aeg e ri ne ) 양기 석 (Acti no lite ) 엔스데 타이 트 (Ensta t i te) 휘석 (Aug ite) 홍주석 (Andalusit e) 각섬 석 (Hornblende) 크롬칠석 (Chromi te) 클로우리 토이 드 (Chlorit oi d ) 하이 퍼 스딘 (Hype rsth e ne) 일메나이트 (Illmen it e) 코오디 에 라이 트 (Cordie r it e) 자철 석 (Mag ne ti te) 감람석 (Oliv i n e ) 두휘 석 (Diop si d e ) 스펜 (Sp he ne) 황옥 (To p az) 녹령 석 (Ep ido t e) 전 기 석 (Tourmalin e ) 쿨로오코페인 (Glaucop h ane) 저어콘 (Z i rcon) 제 이 다이 트 (Ja die t e ) 남정 석 (Ky a ni te) 금홍석 (Rut ile ) 규선석 (Si llim anit e) 십 자석 (St au rolite ) 두각섬 석 (Tremoli te) 규회 석 (Wollasto n it e) 암과 화성암 양쪽에서 유래되며, 흔히 나타나는 부수광물의 고0 그1:1 암은 표 6-1 에 나타낸 바와 같다. 이와 같이 특정한 부수광물이 나타나게 되면 공급지의 암석을 유추할 수가 있다. 그러나 퇴적 암이 풍화 및 운반되어 중광물을 공급한 경우에는 윤회에 의해 공급된 것이기 때문에 원래 공급지의 암석이 아닌, 윤회되기 전 의 기원암을 지시할 수도 있으므로 해석시 주의를 기울여야 한다• 박편상에서 부수광물을 관찰할 수는 있으나 박편을 이용할 경 우, 부수광물의 함유량이 워낙 적기 때문에 전체 시료에 대해 극 히 일부분만을 관찰하게 된다. 그래서 부수광물을 농집시키기 위 해 되적물이나 파쇄한 암석시료를 중액을 사용한 중광물 분리 실 험을 통하여 추출하여 농집하게 된다. 추출한 것을 접착제나 수 지 등으로 고정시켜 연마한 후 현미경으로 관찰한다. 추출된 부 수광물의 크기가 각양각색이어서 두께가 다양하게 나타나기 때문

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에 현미경으로 관찰시 감정에 어려움이 따르게 된다. 이러한 이 유 때문에 감정할 때, 현미경의에 전자 현미경과 전자 현미 분석 기 (EPMA) 를 사용하여 정확한 감정을 하게 된다. 전자 현미 분 석 기 를 이 용한 연구는 Morto n 0985) , Yu 와 Lee (l99 3) 등에 의 해 수행되고 있는데, 이들은 석류석, 전기석을 정량 및 정성 분 석한 화학성분 분석치를 이용하여 공급암에 관한 해석을 유도하 고 있다. 부수광물은 두명 도에 의 해 두명 (nonop a q ue ) 과 불두명 (op a q u e) 광물로 분류하기도 한다. 저어콘, 전기석, 금홍석 등은 부수광물 중에서 가장 안정한 광물인데, 전체 부수광물 중에서 이들 세 광 물이 차지하는 비율을 계산하여 사암의 성숙도를 유추하는 것을 ZTR 지수 (ZTR i ndex) 라고 한다. 국내의 대동총군과 평안누층군 사암의 ZTR 지수는 대부분이 매우 높게 나타난다. 아주 안정한 저어콘이나 금홍석은 여러 번의 암석 윤회에서도 남게 되어 입자 가 둥글게 마모되어 나타나기도 한다(그림 6-20). 국내 연천 지 역에 분포하는 대동총군내의 저어콘이 마모되어 둥글게 나타나고 또한 열국이 많이 생성되어 있다(유강민 의, 1992). ® 운모류 (m ic a) 쇄설성 운모는 사암내에 극소량 나타나는 것이 일반적이다. 운 모류는 흑운모와 백운모가 있으나 풍화에 안정 한 백운모가 사암 내에 많이 나타난다. 운모는 운모질의 변성암편에 많이 포함되어 있기 때문에 사암내에 나타나는 운모의 공급암은 변성암인 경우 가 많다. 운모는 길쭉하며 판상의 형태를 갖고 있는데, 세립질의 입자와 함께 퇴적되어전 후 다져짐작용에 의해 휘어지거나 입자 사이로 신장되어 나타나기도 한다.

® 교질물 (cemen t) 쇄설성 퇴적암은 입자들 사이에서 자생적으로 생긴 교질물로 채워져 있다. 교질물은 규산염 광물인 석영과 처어트가 있고 비 규산염 광물로는 방해석과 돌로마이트가 있다. 석영을 다량 함유 한 사암내에 교질물로 흔히 석영이 생성되는데 주로 석영 입자의 과성장의 양상으로 나타난다. 방해석은 공국내에 침전되어 생성 되어진다. 교질물로는 이의에도 적철석, 갈칠석 (lim onit e) , 장석, 석 고, 불석 (zeol ite) , 점 토광물 등이 있다. ® 기 질 (基質 matr i x ) 사암에서 입자의 크기가 0.03mm 미만인 것을 일반적으로 기질 이라 한다. 기질은 파쇄되어 세립질화된 석영, 장석, 점토광물 등으로 이루어진다. 기질은 사암의 광물 조성 연구에 보조적 자 료로 사용되고, 기질의 양을 기준으로 하여 사암을 분류할 때 이 용된다. 6-2-2 광물조성 연구 방법 사암내의 광물조성을 연구하는 것은 대부분 박편상에서 현미경 관찰을 통해 이루어전다. 한개의 박편에서 감정하는 광물 입자의 수는 북미에서는 대략 200~300 이고 일본에서는 500 개에서 2000 개 까지 확인한다. 그렇다고 200 개를 감정하는 것에 비해 400 개를 감정하는 것이 2 배의 정확도가 있다는 것은 아니다. 일반적으로 300~500 개의 입자를 감정하면 된다. 광물을 감정하는데 있어 감 정하는 입자의 최소 크기를 0.03mm 로 하자는 연구자도 있으나 대부분 0.0625mm 이상의 크기의 입자를 감정한다. 입자의 크기 에 따라 죽 공급지로부터의 거리와 관계하여 동일한 공급지로부

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터 유래된 것이라도 광물 함량에 변화를 가져올 수 있다(그립 6-21). 광물조성 연구에 각 광물 입자 크기 분포가 광물조성 함유량에 많은 영향을 미치게 되는데, 그 이유는 공급지로부터 얼마나 멀 리 떨어져 있느냐에 따라 입자 크기가 변하기 때문이다. 단순히 입자의 크기가 변화하는 것뿐만 아니라, 그에 따라 광물조성 자 체가 변하게 된다. 이를 쉽게 설명하자면 A 지역과 B 지역은 동 일한 공급지로부터 퇴적된 암석이지만 공급지로부터의 거리는 상 당히 다르다고 가정 해 보자. 분명히 A 지 역 에서 관찰된 광물조성 과 B 지역에서 감정되는 광물 조성은 동일한 공급암으로부터 기 원한 것이기 때문에 동일한 광물 조성비를 가져야 일정한 해석 결과를 적용 시킬수 있을 것이다. 그렇지만, 실제로 두 지역의 광물 조성비는 차이가 난다. 이러한 변화는 석영의 변화 양상의 경우에는 일률적인 변화 양상을 유추하는 데 다소 모호한 점이

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이러한 입자 크기에 따른 광물조성의 변화로 인한 문제점을 해소 하기 위하여 공급원에서 운반되어온 퇴적물이 모두 파쇄되었다고 가정하고 사암내에 암편을 이루고 있는 광물이 0.0625mm 보다 크면 암편으로 취급하지 않고 그 광물이 석영일 경우 석영으로 취 급하는 등 광물조성 을 새 로이 계 산하는 방법 이 Dick in s on (1 970) 에 의해 수정 • 제안되었다. 종래에는 암편을 구성하는 광 물 입자의 크기에 관계없이 여러 광물로 구성된 입자는 개개의 광물로 처리하지 않고 암편으로 처리해 왔다. 이 종래의 방법을 전통적 방법 (tra dit ion al meth o d) 이 라 하고 Di ck i nson 이 제 안한 방법을 Gazzi- D i ck in s on 방법이라 부른다. Ing e rsoll 의 (1984) 는 이 두 종류의 방법을 모두 사용하여 사암의 광물조성에 관한 연 구 결과를 발표하여 Gazzi- D i ck in s on 방법이 유용함을 주장하였 다. 결국 입자 크기에 따른 광물조성의 분석치가, 전통적 방법에 서의 결과보다 매우 일정하다는 의견이다. 서구에서는 대부분 Gazz i - Di ck i nson 방법 을 채 택 하고 있고, 일본은 대 부분이 전통적 방법을 채택하고 있다. 그러나 In g ersoll 의 (1984) 논문의 광물 조성 분석치인 표 6 - 2 에 표시된 바와 같이 암편의 양이 줄어들고 석영과 장석의 양이 증 가함을 알 수 있다. 공급암의 종류를 알기 위하여 사암의 광물조 성 연구를 할 때 Gazz i -D i ck i nson 방법으로는 오히려 공급암울 유추할 수 있게 하는 암편이 석영과 장석으로 취급되어 부적절한 결과를 낳게 한다. 이상의 두 방법이 모두 장단점을 가지고 있는 데, 전통적인 방법을 택할 경우는 입자의 크기가 되도록 같은 시 료들을 사용함으로써 입자 크기에 따른 광물조성 변화를 최소화 할 수 있어 야 하고, Gazzi- Dick in s on 방법을 택 할 경 우는 공급 암의 종류를 유추할 때 주의를 기울여야 한다. 이러한 장단점을 인식하고 광물조성 연구 방법을 택하여야 한다.

표 6-2 광물조성 연구 방법 에 있어 전통적 방법 (tra dit ion al meth o d) 과 Gazzi- D i ck in s on 방법 으로 분석 한 두 방법 의 결과 자료 비교 (Ing er soll, R. V. 의 1984) . T : 전통적 방법 G-D : Gazzi- D i ck in - son 방법. 시료 RGR66-l RGR78- l RGR85-1 RGR103-1 RGR104- l RGRll0-1 규장암질 조립질의 현무암과 공급암 화산암 편암 변성암 섞인 암석 퇴적물 되적물 광물조성 G-D T G-D T G-D T G-D T G-D T G- D T 연구방법 Qp 6 2 。 。 5 76 5 75 。 。 8 2 Qm 74 58 153 42 188 33 154 31 35 22 159 34 P 33 25 73 6 59 15 39 22 36 6 12 2 K 11 17 27 。 40 15 30 12 8 3 。 。 Lv 135 149 。 。 。 。 25 22 71 105 。 。 Lm 1 3 2 4 5 8 9 34 2 4 1 1 Ls 32 44 。 。 。。 19 20 140 149 114 260 Lp 。 228 150 76 9 。 M 1 。 39 20 1 2 3 2 。 。 2 1 D 7 2 1 。 1 1 14 4 7 1 4 。 기타광물 。 。 5 。 1 。 2 2 1 1 。 。 합계 300 300 300 300 300 300 300 300 300 300 300 300

6-2-3 사암의 분류 사암을 분류하기 위해 기본적인 기준이 여러 관접에서 제안된 바 있다. 이러한 기준으로 공급지, 유체에 관한 사항, 조직 성숙 도, 광물학적 성숙도, 지질변동, 퇴적구조, 기후와 풍화조건, 퇴 적후 변질작용 등이 있다. 이러한 여러 요소들을 만족시켜 주기 위하여 사암 분류에 관한 많은 제안이 발표된 바 있다 (Pe ttij ohn

(19 43, 1954) , Kryn in e (1948) , Folk (1954, 1968, 1970) , Packham (19 54) , Str a khov 0962) , Cummi ns 0962) , Klein 0962) , McBrid e 0963) , Dott 0964) , Shuto v 0965) , Bog gs 0967) , Crook 0968) , Folk 외 0970), Okada0971), Wi lliam 의 (1982) 등 다수가 있다). 이러한 많은 분류 제안들은 결국 사암의 광물조성에 따라 사암 울 분류하고 있다. 삼각도표의 각 꼭지접에 대부분 석영(Q , qu artz ) , 장석 (F, fel dspa r) , 암편 (R, rock frag m ent 또는 L, lith i c fr a gm en t)을 표시하는 것이 기본적인 분류를 위한 삼각도표이고 이의에 암편 등에 관한 세부적 함량비를 나타낸 보조적인 삼각도 표인 딸그림 (daug h te r dia g ra m) 이 있다(삼각도표의 세 꼭지점인 석 영, 장석, 암편의 함량비는 이 셰 성분의 합계에서 각 성분의 백분율 로 계산하여 표시한다). 현재 사암 분류에 많이 사용되고 있는 세 가지의 분류 방법을 소개 하고자 한다. G i lber t의 최 신 분류라 불리는 Wi lliam 외

·` n d•`on0)

(1982) 는 삼각형 꼭지 점 에 Q, F, L 을 놓고 그립 6-23 과 같이 한 삼각도표내에 3 종류로 사암을 분류하였다. Folk(1970) 는 삼각형 꼭지접에 Q, F, R 을 놓고 그립 6-24 와 같이 7 종류로 분류하였다. Okada (1971) 는 삼각형 꼭지 점 에 Q, F, R 을 놓고 그립 6-25 와 갇 이 6 종류로 분류하였다. 이상과 갇이 여러 가지의 분류안이 있기 때문에, 사암을 분류할 때는 누구의 분류를 채택하여 작성한 것 인가를 반드시 기술할 필요가 있다. 삼각도표 꼭지접에 Q를 놓 고 Q에 석영과 처어트(간혹 규암도 포함시킨 분류가 있다)를 포함 시킨 예로 McBrid e (1963) 등이 있다. 석영의 화학 성분이 Si0 2 이고 처어트도 세립질의 석영이 다수 모여 있는 것이기 때문에 Q에 포함시킨 것이지만 실제로 처어트는 사암 분류를 할 때에는

Q

아래나이트(기질 <15%)

100

표 6-3 야마오쿠충 (Yamaoku Formati on ) 사암의 광물조성을 클러스터 분

암편 (R) 에 포함시 켜 야 한다. 이 에 대 해 Okada (19 71) 는 그림 6-26 에서와 같이 석영과 처어트의 함량 관계가 다르고 처어트와 암편과의 함량 관계가 유사함을 밝힌 바 있다. 또한 Ni sh iw aki 와 Yu (1 983) 는 통계적인 방법인 클러스터 분석 (cluste r analys i s ) 울 사용하여, 처어트를 석영에 포함시키지 않고 Okada (1 971) 의 의견처럼 암편에 포함시키는 것이 타당함을 밝혔다(표 6-3 ). 사암 분류에 있어, 광물조성을 기본으로 하고 여기에 기질의 양을 고려하여야 하는데, 기질의 양이 적은 것을 깨끗한 사암 (clean sands t one) 이라 하고, 기질의 양이 많은 것을 머드질 사암 (muddy sandsto n e) 이 라고 한다. 이 렇 게 나눌 수 있는 기 질 의 양 의 기준은 15 로 하는 것이 일반적인데. 15% 이하일 때를 아레나 아트 (aren it e), 15% 이상일 때를 와케 (wacke) 라고 한다. 기질의 양의 기 준으로 15% 가 아닌 5% (Folk, 1951) , 10% (Scherp, 1963 ; Datt , 1964) , 20% (Pett ijoh n, 1963) , 25% (Fuji i, 1958) 를 주장한 의 견도 있음을 참고로 언급한다. 사암 분류시 광물조성 및 기 질 의 함량을 구할 때는 속성작용의 영향을 배제한, 죽 퇴적 당시 운반되어 온 퇴적물만을 관찰하여야 한다. 사암의 일반적인 분류에 의한 사암의 종류에 대해 알아 보기로 한다. ® 석 영 아레 나이 트 (qu art z arenit e) 석영이 90-95% 이상 함유된 사암울 가리킨다(그림 6-2 7). 직소광 하는 단결정질 석영이 다량 함유된다. 입자들은 분급이 좋고 대 부분 원마도가 높으며 기질은 없거나 거의 나타나지 않는다. 퇴 적암 기원의 석영이 여러 번의 윤회를 거쳐 퇴적된 사암도 있지 만, 결정질 암석이나 변성암의 1 차 윤회 (firs t- c yc l e) 퇴적물로 만 들어진 사암이 많다. 풍성층이나 해안가 퇴적지의 석영질 아레나

그립 6- 27 태백지역 홍접충 사암의 석영 아레나이트(q ua rt z arenit e) .

이트는 1 차윤회 퇴적물로서 좋은 분급과 높은 원마도가 나타날 수 있다. 반면 하성 환경에서는 1 차 윤회 퇴적물로 석영 아레나 이트가 형성되기 힘들고, 1 차 윤회가 아닌 여러 차례의 윤회를 거친, 그러나 적어도 한 번은 풍성충 등에서의 형성 과정을 거친 것으로 생각할 수 있다. 지질 시대에 석영 아레나이트는 흔히 나 타나며 북미에 분포한 오르도비스기의 세인트 피터 (St . Pete r ) 사 암과 쥬라기의 풍성층인 나바호 (Nava j o) 사암 등을 예로 둘 수 있다.

® 장석 질 사암 (feld sp a th ic sandsto ne) 장석의 함유량이 10% 이상일 때 장석질 사암이라 한다(그림 6-28). 장석질 아레나이트와 장석질 와케를 포함하며 장석의 함 유량이 25% 이상일 때를 아코즈 (arkose) 라고 한다. 분급은 매우 나쁘고 원마도는 각이 지거나 아각 형태가 대부분이다. 장석이 풍부한 화성암 기원의 퇴적물이 다량 유입되어 형성된 것으로 해 석되고 있다. 장석이 다량 함유되기 위해서는 앞서 언급한 바와 같이(“사암의 광물조성－장석) 공급암에서 가까운 거리이거나, 공 급지의 풍화작용이 미약해야 하는 조건 등이 갖추어져야 한다.

그림 6-28 일본 히구찌충 내의 장석질 사암.

이러한 장석질 사암은 모든 지질 시대를 통해 나타나며, 예로서 스코틀랜드의 석 탄기 의 올드 레드 (Old Red) 사암과 미국 뉴저 지 주의 삽첩기의 뉴워크 층군 (Newark Group ) 등을 둘 수 있다. ® 암편질 사암Oit h i c sandsto ne) 사암내 광물 조성에 암편이 상당량 함유될 때 암편질 사암이라 한다. 암편의 종류에 따라 3 가지로 나누기도 한다. 첫째는 슬레이트, 천매암, 운모편암 등 변성암 기원의 암편인 경우이며, 둘째는 현무암, 안산암 등 화성암 기원의 암편인 경우 이고, 셋째는 머드암, 실트스돈, 처어트, 석회암 등 퇴적암 기원 의 암편인 경우이다. 분급이나 원마도는 매우 다양하게 나타나며, 공급암이 융기된 지역에서 대부분 유래되는 것으로 생각하고 있다. 암편질 사암은 전 지질 시대에 걸쳐 나타나며, 북미 대륙 애팔래치안의 고생대 사암 , 로키 산맥의 쥐라기와 백악기 사암 등이 좋은 예이다. ® 그 레 이 와케 (gr ay w acke) 그레이와케는 주로 야의 조사시에 사용되고 있는 용어이며, 앞 서 기술한 석영질 아레나이트, 장석질 사암, 암편질 사암의 분류 와는 별도로 사용되어 왔다. 이 용어는 암편과 기질의 함유량이 많은 사암을 가리키며 장석이 많이 함유된 장석질 와케와 암편이 많이 함유된 암편질 와케를 모두 포함하여 사용하고 있다. 6-2-4 사암의 광물조성과 조구조 위치 사암내의 암편은 공급원의 암석을 밝힐 수 있는 좋은 증거로 사용되고 있고, 장석, 석영과 부수광물(중광물) 등이 기원암 유

추에 유용하게 아용되고 있다. 사암의 광물조성은 퇴적물을 공급한 기원암이 존재했던 공급지 의 암석 종류에 의해 차이가 나는데, 공급지가 어떠한 조구조 위 치 (예 : 화산호 지 대 (mag ma ti c arc) , 강괴 (剛魂 ; crato n) 등) 에 있 느냐에 따라 공급지의 암석 종류가 달라지게 된다. 사암의 광물 조성은 공급지의 기복, 기후, 운반 메커니즘, 퇴적환경, 속성작 용 등에 의해 부수적인 영향을 받게 되지만 조구조 위치에 따라 주된 영향을 받게 된다. 이러한 조구조 위치에 따른 사암의 광물 조성 차이에 관한 연구가 1970 년대 말과 1980 년도에 활발히 전행 되 어 왔다 (Graham 의 , 1976 ; D ic k i nson 과 Suczek, 1979 ; Di ck in - son 와 Valloni, 1980 ; Dick in s on 의 , 1983 ; Di ck in s on, 1985) . 표 6-4 입자 타입에 대한 분류와 기호. 암편 내에 있는 석영이나 장석(> 0.0625mm) 을 석영으로 취급하는 것이 Gazzi- D i ck in s on 방법이다 (Dick in s on, W. R., 1985) . A. 석영질 입자(Qt=Q m + Qp) Qt=석영질 입자의 총량 Q m= 단결정질 석영 (>0. 0625mm) Qp=복결정질 석영{혹은 옥수 (chalcedon y)암편} B. 장석 입자 (F=P + K) F= 장석 입자 총량 P= 사장석 입자 K= 칼륨장석 입자 C. 불안정한 암편입자 (L=Lv + Ls) L= 불안정한 암편입자의 총량 Lv= 화산암/변성 화산암의 암편 Ls= 되적암/변성 되적암의 암편 D. 암편입자의 총량(Lt =L + Qp) Le= 의지성 분지 기원 쇄설성 석회암의 암편 (L 이나 Lt에 포함 안 됨)

다음으로는 다양한 광물조성의 비율을 삼각도표에 표시하여 공 급지의 조구조 위치를 구별하는 데 대한 연구 내용을 기술하고자 한다. 입자 타입에 대한 분류와 가호에 관한 것은 표 6-4 에 표시 한 바와 같다. 사암의 광물조성과 조구조 위치와의 관계를 나타 낸 삼각도표는 일반적으로 그림 6-29(D i ck i nson 과 Suczek, 1979) 과 그립 6-30(Di ck in s on 의, 1983) 을 사용하고 있다. QtF L(= Q F L) 삼각도표는 석영질입자의 총량을 꼭지점으로 하여 성숙도를 강조한 것이고, Qm FLt 삼각도표는 암편에 복결정 질 석영을 포함시켜 공급원의 암석 종류를 강조한 것이다. QpL vLs 삼각도표는 암편을 강조한 것이고, Qm PK 삼각도표는 광물 입자 를 강조한 도표이 다. Di ck in s on 의 (19 83) 에 의 한 사암의 광물 조 성 과 조구조 위 치 에 서 는 대 륙지 괴 (conti ne nta l block) , 화산호지 대 (mag ma ti c arc) , 재 윤회 된 조산대 (recy cl ed orog e n) 의 세 가지 로 조구조 위 치 를 나누고 있고 여 기 에 복합적 인 공급지 (comp o sit e p rovenance) 를 추가하고 있다. 대륙지괴를 강괴의 내부 (cra t on int e r io r ) , 전 이 대 륙지 괴 (tra nsit ion al conti ne nta l block) , 기 반암융 기대 (basement u plift)로 세분하고, 화산호지대를 개석호지대 (開析 孤地帶 dis s ecte d arc), 전이호지대 (tra nsit ion al arc), 비개석호지 대 (undis s ecte d arc) 로 세 분하며 , 재 윤회 지 대 는 섭 입 복합대 (攝入 複合帶 subducti on comp le x) , 충돌조산대 (coll isio n orog e n) , 전지 융기대 (前地隆起帶 fore land u plift)로 세분하고 있으나 삼각도표 에서는 투영되는 지접에 따라 석영질재윤회 (qu artz o se recy c led), 전 이 재 윤회 (tra nsit ion al recy cl ed) , 암편 질 재 윤회 (lithic recyc led) 로 나누고 있다. 개석호지대는 풍화 및 침식작용에 의해 골짜기가 많이 생긴 지대를 말한다. 강괴 의 내 부를 포함하는 안정 강괴 (sta b le crato n ) 에 는 화강암류 의 심성암과 편마암 등의 변성암과 이전에 퇴적되었던 퇴적암으

Qt

공급지 중류

로부터 석영질 샌드가 많이 유입된다. 이러한 조구조 위치에는 조직 성숙도가 높은 암석이 많아 Q m/ Q P 비율이 높으며, 단결정질 석영이 복결정질 석영의 양보다 많이 나타난다. 또한 풍화작용이 활발하여 불안정한 퇴적물은 운반 과정에서 없어지거나, 세립질 로 분해내지 파쇄되어 샌드 크기 퇴적물로는 석영이 많이 나타나 게 된다. 그림 6-30 에서와 갇이 Qt와 Qm 꼭지점에 가깝게 두영 되어 나타나고 있는 것을 알 수 있다. Qt꼭지점에서 F 쪽으로 투 영될수록 안정도가 감소하는 경향이 있다. 국내의 대동층군과 평 안층군의 사암이 주로 석영사암 및 석영질 사암에 속한다. 기반암융기대는 대부분 심성암체의 융기 지역이 형성되어 이로 부터 퇴적물을 공급받게 되어 암편의 함량이 적은 장석질의 사암 이 나타난다. 남부 캘리포니아에 분포하는 사암울 예로 들 수 있 고, 이러한 사암들의 경우, 칼륨장석이 전체 장석의 35-40% 를 차지하고 있다. 화산호지대는 분출한 화산암과 기존의 화산암으로부터 장석과 화산암편을 다량 공급받게 되어 장석질 사암과 암편질 사암이 나 타난다. 기반암인 심성암이 노출된 후 풍화를 거쳐 퇴적물을 공 급하는 경우에, 사암은 장석질 사암과 암편질 사암이 나타난다. 일반적으로 안산암질 암편이 풍부하고 유문암질 내지 석영안산암 질 (dacit ic) 암편이 부수적으로 나타난다. 비개석호지대에서 전이호지대를 거쳐 개석호지대로 점차 전이됨 에 따라 심성암 대 화산암 암편의 비율이 증가하는 경향이 있다. 재윤회지대는 Qt꼭지점에서 L 쪽으로 나타나며 장석의 함량이 낮고, 암편을 포함하는 석영질 사암이 나타난다. Qt에서 L 쪽으 로 갈수록 해양지각 대 대륙지각 성분의 비율이 증가하는 경향이 있다. 이 조구조 위치에서는 퇴적물이 강괴, 장석질암석, 화산암 내지 변성암 등 다양한 공급원으로부터 유래된다.

이러한 사암의 광물조성과 조구조 위치와의 관계는 전반적인 특성 만을 지 적 하고 있어 , 지 역 에 따라서는 D ic k i nson 의 삼각도 표 내에 포함되지 않은 것이 있게 된다. 대표적 예로, Mack (1984) 은 Di ck i nson 의 조구조 위치에 있어서의 예의에 관한 의견 을 제시한 바 있다. 지구조적인 위치가 지질시대 동안 바뀌게 될 때 이전의 지구조적 위치에서 형성된 것의 잔재물이 퇴적물로 공 급되는 경우를 한 예로 들 수 있다. D i ck i nson 의 조구조 위치를 알아보고자 할 때는 사암의 광물조성 분석치는 전통적 방법이 아 닌, 죽 암편일지라도 암편을 구성하는 광물 입자의 크기가 0. 0625mm 보다 크면 단일 광물로 취 급하는 Gazz i-Di ck i nson 방 법 으로 수행 되 어 야만 연구자가 얻은 분석 치를 Di ck i nson 의 삼각 도표에 서 (그림 6-29 와 6-30) 비교 검 토할 수 있다. 그러 나 사암의 종류에 따라서는 죽, 석영질 사암이나 암편의 양이 적은 사암은 전통적 방법으로 얻은 분석치로도 직접 D i ck i nson 의 삼각도표에 투영하여 조구조 위치를 유추할 수 있다. 이러한 내용에 관하여 Kumon 의 (1992) 의 일본열도의 대 표적 사암에 관한 연구가 양쪽 방법을 사용하여 검토가 수행된 바 있다. 6-3 머드암 (mudrock) 쇄설성 퇴적암 중에서 입자가 63µm 보다 작은 세립질의 실트 와 점토로 구성되어 있는 것을 머드암이라 한다. 머드암은 전체 퇴적암의 50% 정도를 차지하여 사암이나 역암보다 많이 존재한 다. 세립질의 쇄설성 퇴적암에는 실트암, 머드암, 접토암, 셰일 등 여러 이름을 사용하고 있다. 입자의 크기로 분류할 때 63µm 보다 작은 세립질의 것을 머드암, 실트 입자의 크기인 63µm 에

서 4µm 의 크기를 갖는 것을 실트암, 4µm 이하의 크기를 갖는 것을 점토암이라고 부르기도 한다. Tour t elo t(1 960) 는 사암이나 역암과 갇은 동일한 수준의 이름으로서 세립질의 암석을 전부 포 함하는 광의의 의미로 셰일 (shale) 이란 용어를 사용하고 있다. 학자들에 따라서는 머드암 중에서 영리(l am i na) 나 쪼개짐 (fiss ili ty) 이 발달한 세 립 질 암석 만을 셰 일로 사용하고 있다. 6-3-1 머드암의 조직 및 구조 머드암은 세립질 입자로 구성되어 있는데 이러한 세립질 입자 는 부유 상태로 운반되기 때문에 샌드 크기의 입자에 비해 운반 과정중에 일어나는 마모 현상이 매우 적은 편이다. 그래서 입자 둘이 운반된 이후에도 각을 갖고 있는 뾰족한 형태를 유지하게 된다. 머드암울 구성하는 세립질 입자로 점토광물이 다량 포함되 는데, 점토광물의 배열 상태에 따라 차이가 있기는 하나, 대부분 층리면에 평행하게 쪼개침이 잘 나타난다. 이러한 쪼개짐을 총리 의 두께에 따라 세분하여 사용하기도 한다. 쪼개짐이 잘 나타나 지 않는 머드암울 괴 상 머드암 (mass i ve mudrock) 이 라 한다. 작은 크기의 점토광물들은 서로 응집되는 경향을 갖고 있는데 이러한 응집력은 유수의 동력적인 조건과 입자의 크기, 영분도 등에 관련된다. 이 러 한 응집 과정 을 입 자둘의 응집 (floc culati on ) 이라 하며 응집될 때는 여러 모양으로 나타나게 되고 경우에 따 라서는 여러 개의 입자가 그립 6-31 과 같이 특이한 모양으로 나 타나는데 이 러 한 것을 카드집 (cardhouse) 라고 한다. 이 카드집 의 자체 형태는 되적면 하부 쪽의 면적이 상부 쪽의 면적보다 넓은 경향을 보인다(유강민, 미발표 논문)． 이렇게 하부 쪽의 면적이 넓어지는 것은 퇴적될 때 안정된 형태를 가지려는 경향이 있기

그림 6-31 여 러 개 의 점 토 입 자가 만든 카드집 (cardhouse) 의 전자 현미 경

때문일 것으로 추정되며, 좀더 연구가 추전되면 아주 미세한 조 직인 카드집 형태의 정량적 분석으로부터 지층의 상하 판별이 이 루어지리라 여겨진다. 세립질 점토광물 입자(하나의 입자를 fl ake 라고도 한다)가 퇴적 될 때 퇴적분지의 유수의 조건, 죽 유동적일 때와 매우 잔잔할 때 등의 조건에 따라 호레 이 크(fl ake) 가 배 열되 는 방향 (or ien t a- ti on) 내지 배열 상태가 달라지게 된다. 이러한 배열 방향을 여러 가지로 나누기도 하나 기본적으로 불규칙한 배열 방향을 보이는 분산된 배 열 (random 내 지 dis p e rsed) 과 평 행 하게 겹 쳐 서 나타나 는, 죽 방향성 (orie n t at i on ) 을 갖는 배 열로 나눌 수 있다• 퇴 적 당시에 유수가 유동적일 때에는 분산된 배열을 보이고, 유수가

잔잔할 때에는 방향성을 갖는 배열을 보이는 것이 일반적이다. 머드암은 사암이나 역암에 비해 퇴적구조가 많이 나타나지 않는 편이며, 머드암에서 흔히 관찰되는 구조로 영총리 및 2 차적으로 생성된 교란구조가 있다. 엽총리는 일반적으로 두께가 10mm 미 만인 것을 가리킨다. 엽총리가 형성되는 것은 구성 광물조성이 차이가 날때, 입자의 크기가 차이가 날 때, 구성광물의 색깔이 차이가 날 때이다. 교란구조는 생물이 흔적을 남간 생교란구조가 주를 이룬다. 퇴적구조에 관한 자세한 내용은 제 5 장 퇴적암의 퇴 적구조에서 기술하였으므로 이곳에서는 생략하기로 한다. 6-3-2 머드암의 광물조성 머드암은 주로 점토광물, 석영, 장석으로 구성되어 있고 이의 에 철산화물, 탄산염 광물, 중광물, 유기물 등 여러 종류의 광물 및 물질을 함유한다. 머드암내 구성 광물의 각 함유량은 퇴적분 지의 위치에 따라 매우 다양하다. 그러나 일반적인 구성광물의 함유량을 보면, 석영이 약 30%, 장석이 약 10%, 점토광물이 약 50%, 이의에 여러 다른 광물이 약 10% 를 차지한다. ® 점 토광물 (clay mi ne ral) 점토광물은 총 유형 (lay e r typ e) 에 의해 1 : 1 층형과 2 : 1 층형으 로 구분하고, 각 층형은 충전하(l a y er char g e) 에 의해 족(族, grou p ) 으로 나누어 지 고, 각 족은 팔면체 판 (octa h edral sheet) 내 의 양이온 종류에 따라 아족(亞族, sub gr ou p)으로 나뉜다. 또한 충 간물질 (int e r lay e r mate r ia l ) 의 종류, 충의 적 총 유형 (type of lay e r sta c kin g ) , 화학성 분 (chemi ca l comp o sit ion ) , 적 층 ( 續層 sta c kin g ) 상태 등에 의해 다시 세분된다.

O 산소

점토광물의 구조에 있어, 충유형은 사면체판(t e t rahedral sheet, T 라고도 한다) 과 팔면체 판 (octa h edral sheet, 0 라고도 한다) 으로 구분되며, 팔면체판은 양이온의 종류에 의하여 이팔면체 (dio c ta - heral) 와 삼팔면체 (t r i oc t ahedral) 로 나뉜다. 사면체판 (T) 과 팔면 체판 (0) 이 서로 결합내지 연결되어 나타나는데, T 가 O 와 연결 되 어 나타나는 T-0 구조(1 : 1 층형 , 그림 6-32) 와 0 의 양쪽에 T 가 연결되어 나타나는 T-0-T 구조 (2 : 1 층형, 그립 6-33) 가 있다. 충형이 서로 다른 점토광물이 적충되는 경우가 있는데, 이를 혼 합총 점토광물 (m i xed-la y er clay m i neral) 이라고 한다. 적총상태 (natu r e of sta c kin g ) 는 규칙 적 인 교대 (ordered) 와 불규칙 적 인 교 대 (random) 가 있다. 규칙적인 교대는 혼합되는 점토충의 반복이

규칙적인 것을 말하며 교대되는 정도가 불규칙적일 때 이것을 불 규칙적인 교대라고 한다. 접토광물은 카올린-사문석족, 납석-활석족, 스멕타이트족, 운 모족 및 녹니석족 등으로 구분된다. 접토광물의 종류와 함유량은 공급원, 퇴적환경, 속성작용 및 기후에 의해 좌우된다. 칼륨을 포함한 정장석은 풍화과정을 거쳐 칼륨점토광물인 일라

O 산소 @ 수산기 • 알루미늄 0 칼슘

이트를 생성하고 사장석과 휘석은 스멕타이트를 생성하는 등 공 급원의 조성광물에 따라 생성되는 점토광물이 정해지게 된다 . 또 한 퇴적암류가 분포하는 다뉴브강 (Danube R i ver) 에서는 카올리나 이트가 다량 함유되고. 터키 북부 해안가와 같은 화산암 분포지 에서 는 몬모릴로나이트가 다량 나타난다. 지질 시대에 따른 점토 광물 종류 를 보면 오래된 지질 시대의 것일수록 대부분 일라이트 의 함유량이 증가하는 양상을 보인다. 이것은 기존의 광물이 속 성작용에 의해 일라이트로 변한 것을 나타낸다. 녹니석은 기후와 관련되어 저위도인 열대 지역에서 쉽게 풍화 되어 파괴되기 때문에 저위도에서 녹니석의 분포량이 적게 나타 나고 고위도 쪽으로 갈수록 분포량이 많아진다. 카올리나이트는 녹니석의 분포량과는 반대로 저위도에서 분포량이 높고 고위도쪽 으로 갈수록 분포량이 감소한다. 점토광물의 판별은, 세립질의 실트와 점토 크기로 나타나기 때문에 X- 선 회절분석 (X-ray d iffr ac ti on) 방법과 전자 현미경을 이용한다. ® 석영 석영은 95% 이상이 단일 결정으로 나타나며, 모든 입자들이 각 을 갖 는 원마도가 낮은 것들이며, 대부분이 쇄설성 입자이다. 석 영은 슬레이트, 천매암 등의 변성암, 화성암 또한 퇴적암인 처어 트로부터 파쇄 내지 분리되어 공급된다. ® 탄산염광물 탄산염 광물로는 주로 방해석이 나타나며 생물기원과 비생물기 원의 것이 있으나 대부분은 화석의 껍질 부분이 파쇄되어 운반되 어 온 것으로 추정된다. 비생물기원은 다져짐작용을 받는 동안 침전되어 생성된 것으로 생각된다•

® 기타 구성광물 기타 구성광물로는 장석, 철산화물, 중광물. 유기물질 등을 들 수 있다. 황철석 (py r it e) 은 환원환경에서 흔히 나타나며, 적철석 (hemat ite) 은 사암보다 머 드암에 많이 나타난다. 6-3-3 머드암의 분류 사암은 광물조성에 의해 분류되나, 머드감은 조직이나 구조에 의한 분류가 주를 이룬다. 그러나 머드암에 관한 세부 명칭들은 비공식적으로 머드암의 색(예로 검은 머드암)이나 유기물질의 종 류(예로 탄산염질 머드암) 등에 의해 나누어 지기도 한다. 머드암 은 엽충리와 쪼개점의 유무에 의해 분류하기도 한다. 머드암내 조직을 기초로 하여 Pot ter 의 (1980) 에 의한 분류는 광물의 종 류, 색, 화석 종류 등에 의한 특성을 첨가하여 분류하고 있다. 6-3-4 머드암의 색 (色) 머드암의 색은 빨간색, 노란색, 밤색, 녹색, 회색, 검은색 등 다양하게 나타난다. 이러한 색은 탄소의 함량이나 철의 산화 상 태에 따라 달라지게 된다. 탄소의 양이 증가할수록 옅은 회색에 서 질은 회색을 거쳐 검은색으로 변하며, Fe3 + /Fe2 + 의 비율이 감소할수록 빨간색에서 자주색을 거쳐 녹색을 띠는 회색으로 변 해 간다. 이러한 색의 변화에는 철 함량의 과다보다는 철의 산화 상태가 중요하며 3 가철 (Fe3+ ）은 빨간색을 띄게 되고, 2 가철 (Fe2+) 은 녹색을 띠게 된다. 퇴적분지에서의 조건에 따라 색은 달라지 게 된다. 비교적 수심이 깊고 제한된 분지와 같이 환원 조건과 유기물질이 다량 함유된 조건에서는 검은색 머드암이 나타나는

경향이 있고, 산화 조건의 퇴적분지에서는 빨간색 머드암이 나타 난다. 그러나 퇴적 당시의 퇴적물 원래의 색이 속성작용에 의해 서 변하게 되기 때문에 머드암의 색만을 가지고 퇴적환경을 지시 하는 자료로 이용하기에는 불충분하다. 6-4 화산쇄 설 암 (volcanic l asti c rock) 화산쇄 설 성 (volcanic l asti c) 이 란 용어 는 쇄 설 암내 에 암편 생 성 에 관한 메카니즘에 관계없이 화산성 암편이 풍부한 것을 지시하는 용어이다. 화산쇄설성 퇴적물은 육지 및 해양 모두에서 어떠한 비화산쇄설성 퇴적물과도 섞여 퇴적될 가능성이 있다. 화산쇄설 암의 기원은 마그마가 폭발적으로 분출하는 화성작용에 의한 것 이나, 쌓여지는 것은 퇴적작용에 의한 것이다. 그렇기 때문에 퇴 적암석학자와 아울러 화성암석학자가 서로 홍미를 갖고 있는 분 야라 할 수 있다. 6-4-1 형성과정 및 퇴적물 화산쇄설성 퇴적물은 형성과정에 따라 육상과 수중에서의 화성 쇄설성 분출 퇴적물, 균열파쇄된 되적물, 대기로 상승한 후 낙하 한 퇴적물, 그리고 원래의 화산쇄설성 퇴적물이 풍화와 운반작용 을 거쳐 재되적된 퇴적물로 나눌 수 있다. ® 화성 쇄 설 성 과정 (pyro clasti c pro cess) 화산쇄설성 분출은 마그마의 폭발적인 분출에 의한 것을 말하 며, 이러한 분출과정에 의해 형성된 것을 화성쇄설물(pyr oclas t)

이라 한다. 이렇게 화산 분출과정에 의해 형성된 것을 통틀어 테 프라(t e p hra) 라고 한다. 화산 분출로 산사면을 따라 흘러 이동하 는 밀도류를 화성 쇄 설류 (pyro clasti c flow ) 라 한다. 퇴 적 물의 두께 는 화구로부터 멀어질수록 얇아지는 경향이 있다. Wrig h t 의 (1 980) 는 화성쇄설류를 흐름(fl ow) 과 써지 (sur g e) 로 나누었다. 흐 롬은 퇴적물이 밀집되어 있고, 기체와 고체의 분산력이 높으며, 또한 정류(l am i nar) 운반이 지배적인 이동과 중력이동을 지시하 는 것이다. 써지는 흐름과 메커니즘은 유사하나, 퇴적물이 적게 밀집되어 있고, 기체와 고체의 분산력이 낮으며, 난류(t urbulen t) 흐름으로 이동하는 것을 가리킨다. 이런 다른 메커니즘으로 인 해, 흐름은 분급이 불량하고 괴상으로 나타나며, 써지는 세립질 로 두께가 얇고 충리를 이루게 된다. 흐름과 써지는 대부분 부석 질 물질 (pu mi ce ous mate r ia l ) 로 구성 되 며 , 이 퇴 적 물을 이 그님 브 라이트 (ignim brite ) 라고 한다. 퇴 적 물 상부, 죽 겉면에 는 가스가

표 6-5 화성쇄설성 (pyroc lasti c) 퇴적물의 분류 (F i sher, R. V. , 1961). 입자크기 ph i ( ¢,) mm 화성쇄설물 미고결되적물 고 결 되적 물 -8 256 m-화산 탄 (bomb) (blocks) (p화yr(성ao gc쇄 gla집설lso t및괴성mi c 암e rb각 aret력ec ) c 암i a ) (p화yr성o c쇄la집설st괴성i c암 b각 re력cc암i a ) 뇨립 화산력 및 -6 64 라필리 (lap illi) (lap il라li 필de리p o충 si t ion ) (la라p i필lli리st o암 n e) -1 2 +4 0.0625 싸E뇨_립립- 화 산재 (ash) (as화h 산de재p o충 s it ) 웅(t회uf f암 )

빠져나간 구멍 이 잘 나타난다. 화산 분출에 의해 생성되는 입자는 실트 크기에서 왕자갈 크기 까지 다양하게 나타난다. Wen t wor t h 와 W illiam s 0932) 의 크기 분류를 수정 한 Fis h er 0961) 의 화성쇄 설성 입 자 크기 분류는 표 6-5 와 같다. 미고결의 화산재 (ash) 가 고결된 것을 응회암(；疑灰岩, t u ff)이라 한다. 옹회암은 화산유리, 광물결정과 암편의 구성비에 따라 결 정질 응회암 (cr y s t al tuf f ), 암편질 웅회암(lit h ic tuf f ), 유리질 응 회암 (v it r i c t u ff)으로 구별한다(그림 6-34). 여기에 구성 성분이

화산유리 (gla ss)

k. . ’ _

특징적일 때는 성분적인 이름을 첨가하여 사용하기도 한다. 예로 는 안산암질 결정질 웅회암 (andes itic crys t a l t u ff)이나 현무암질 암편질 응회 암 (basal tic lithi c tuf f ) 등이 있다. 용암이 물이 나 얼음 또는 축축한 퇴 적 물 (wet sedim ent) 과 접 촉 하면 용암 표면이 냉각되면서 깨어지거나 입자화되는데, 이와 같 이 생성된 것을 하이알로크래스타이트 (h y aloclas tit e) 라고 하며, 지질 시대에 나타난 것은 대부분 파쇄되어 있고 2mm 이상 크기 의 각을 진 암편으로 구성되어 있다. 반면 2mm 이하의 세립질 의 암편으로 구성된 것도 있다. 구성 성분은 근본적으로 동일하 며 각이 전 암편과 화산성의 유리조각(g lass shard) 으로 구성되어

있다. 베 개 모양으로 형 성 된 것 을 베 개 용암 (pillow lava, 그립 6-35) 이 라 하고 하이알로크래스타이트와 화산성 기원이 아닌 퇴적물이 함께 섞여 생성된 것을 비성인적 명칭으로 페페라이트(p e p er it e 혹은 pe rpe riti c hy al oclasti te) 라고 말한다. ® 균열 파쇄 (auto clastic ) 과정 균열파쇄 과정은 화성쇄설성 분출과는 달리 비폭발성의 과정을 가리킨다. 용암이 흐를 때 용암 표면이 대기나 물과 접촉하여 식 어지며 균열이 생기는데, 이러한 균열에 의해 용암이 각력화되어 형성된 것을 균열파쇄 퇴적물이라 한다. Cas 와 Wr ig h t (1987) 는 부분적으로 응결된 용암이 늘어나거나 조각으로 파쇄되는 것이 내부 응력에 의한 것이라고 추정하였다. ® 낙하 (air f a ll ) 과정 화산폭발에 의해 공중으로 분출된(그림 6-36) 화산물질이 낙하 과정을 거쳐서 형성된 것을 말한다. 이러한 화산물질의 크기는 화산재 크기에서부터 샌드 크기 이상의 것까지 나타난다. 공중으 로 분출된 화산물질은 화산분출기둥의 높이, 화산분출물절의 크 기, 대기권에서의 바람의 방향이나 풍속 등에 의해 화산분출구로 부터의 거리가 결정된다. 세립질의 화산재는 화구로부터 수백 내 지 수천 km 떨어진 지역까지 이동될 수 있는데, 화구로부터 멀 어질수록 화산물질의 두께와 입자 크기는 감소되는 경향을 나타 낸다. 화산분출물질이 떨어질 때, 낙하속도 차이에 의해 점이충 리가 나타나기도 한다.

그림 6-3 6 니 카라과 (Ni ca ragu a ) 의 체 로네 그로 (Cerro Neg ro) 에 서 1968 년

® 재퇴적쇄설성 (ep icl astic ) 과정 직접적인 화산분출에 의한 과정이 아니고, 기존의 화산쇄설암

이 풍화와 운반과정 을 거 쳐 재 퇴 적 (redep o sit ion ) 되 어 형 성 되 는 것을 말한다. 재퇴적되기 때문에 대륙과 해양 모두에 나타나게 된다. 미고결된 화성쇄설성물질이 낮은 지역으로 이동하는 쇄설 류을 라하르(l ahar) 라고 한다. 퇴적물의 성분이 화산기원일 뿐 풍화내지 운반과 퇴적과정은 다른 퇴적물과 동일한 과정을 거친 다. 경우에 따라서는 화성쇄설성 퇴적물과 재되적쇄설성 퇴적물 의 구별이 어려울 때가 있으며, 이러한 퇴적물이 서로 섞여 나타 나기도 한다. 또 쇄설성 퇴적물이 화산기원의 퇴적물과 섞여 나 타나기 도 하는데 이 를 응회 암질 (tuf f ac eous) 암석 이 라 한다. 예를 들어, 화산기원의 퇴적물이 사암에 섞여 나타날 때 옹회암질 사 암 (tuf f ac eous sandsto n e) 이 라 한다. 이상과 같이 여러 과정에 따른 화산쇄설성 퇴적물울 살펴 보았 다. 그러나 이러한 여러 과정 중에서 어느 과정에 의한 것인지를 판단하기 어려운 경우나 구분할 수 없는 경우, F i sher(1961) 는 비 성 인 적 분류로 단순히 화산성 역 암 (volcanic cong lo merate ) , 화 산성 사암 (volcan i c sandsto n e) 및 화산성 머드암 (volca ni c mud-sto n e) 으로 부르고 있다. 6-4-2 화산 쇄설물의 광물조성 광물조성의 특칭은 화성쇄설물과 재되적쇄설성 (ep icl astic ) 퇴적 물로 구분하여 기술하고자 한다. 6-4-2-1 화성 쇄설물의 광물조성 화산활동과 직접적으로 관련된 모든 화산물질의 퇴적물을 화성 쇄설성이라 하며, 그 종류로 유리질(g lass y), 결정질 (c ry s t a l), 암 편질(lit h ic)의 부서전 파편(fr a gm en t)을 들 수 있다.

® 유리질 마그마 분출에 의한 물질이 고결된 것, 결정화되지 않은 것, 부분적으로 재결정된 것으로 구성되며, 마그마가 냉각되어 형성 된다. 현무암질 마그마의 냉각에 의해 형성된 갈색의 유리질을 시데로머래인 (s i deromelane) 이라 한다. 이것은 박편에서 두명하 고 교차니콜 (cross nic o l) 상태에서 동축성을 띤다. 유리질은 철 의 산화 상태나 불순물의 함유에 따라 색이 빨강, 노랑, 검은색 등으로 나타나게 된다. 모양은 Y 형태, 끝부분이 뾰족하며 휘어 진 형태, 변형되어 길게 늘어전 형태 (welded) 로 나타난다(그립 6-3 7). 이러한 여러 형태의 유리질 조각을 유리조각(g lass shard)

그립 6-37 미국 오레 곤주의 코레스틴충 (Colesti n Formati on ) 에 나타나는

이라한다. ® 결정질 결정질인 사장석 결정은 대부분 누대 (累帶, zon i n g)구조를 보 이며, 석영은 일반적으로 만입 (emba y ed) 된 모양을 나타낸다. 휘 석이나 각섬석 결정은 응회암에 흔히 나타난다. 유리질의 물질이 부착되어 나타나기도 한다. ® 암편질 암편질은 기공이 없고 더 딱딱한 상태로 나타난다. 암편질내에 충간 물질로 유리질이 존재하기도 한다. 암편질은 마그마의 분출 에 의해 형성된 것, 마그마가 분출되면서 주위의 기존 암석을 포 획하여 형성된 것 (accessory lit h ic이라 한다)， 쇄설류로 흘러갈 때 기 반암을 뜯어 내 어 형 성 된 것 (acc ide nta l lit h i c 이 라 한다) 등을 모두 포함하게 된다. 여러 종류의 암석으로부터 형성되기 때문에 암편질의 조직이나 암편질내의 광물의 배열이 방향성을 갖는 것 과 불규칙하게 배열되어 있는 것들이 나타날 수 있으며, 또한 세 립질의 입자 사이에 반정아 나타나는 것도 있다. 6-4-2-2 재퇴적된 화성쇄설물 (e pi clas t)의 광물 조성 재퇴적된 화성쇄설물은 기존의 화산쇄설암이 퇴적작용을 받아 재되적되어 형성되어진 것이므로 유리질, 결정질 및 암편질의 파 편을 모두 포함하고 있어 광물조성은 매우 다양하다. 이러한 재 퇴적된 화성쇄설물을 일반적인 화성쇄설물과 구별하는 것이 어려 운 경우가 많다. 운반되어졌기 때문에 원마도가 좋은 것도 있으 나, 반면 원마도가 나쁜 것도 나타나기 때문에, 재되적된 화성쇄 설물을 구별하는 근거로 원마도를 직접 사용하는 것은 바람칙하

지 못하다. Pett ijoh n 의 (1987) 는 ® 누대가 나타나는 깨진 자형 의 장석이 존재할 때, ® 둥글게 마모되거나 만입된 (emba y ed) 화산 기원의 석영이 존재할 때, ® 감람석이나 휘석이 많이 나타 나지 않을 때, ® 유리질이 존재할 때, ® 석영의 함유량이 적을 때와 자형의 장석과 석영의 비율이 높을 때 등을 재되적된 화성 쇄설물 구별의 근거로 제안하고 있다. 참고문헌 Adams, A. E., W. S. Mackenzie , and C. Guil ford , 1984, At las of Sedi- menta ry Rocks under the Mi cr oscop e, Joh n W iley & Sons, New York, 104p . Blatt , H., 1967, Orig ina l characte r is t i cs of elasti c qu artz grai n s , fou r. Sed. Petr o logy , v. 37, p. 401-424. Blatt , H., 1967, Provenance dete r mi na ti on s and recy cl in g of sedi- ments , fou r. Sed. Petr o logy , v. 37, p. 1031-1044. Blatt , H., 1982, Sedim enta ry Petr o log y, W. H. Freeman and Comp a ny, 564p . Blatt , H., G. V. Mi dd leto n , and R. C. Murray, 1980, Or igin of Sedim en- tary Rocks, 2nd edi., Eng le wood Cli ffs, Nj : Prenti ce Hall, 782p . Blatt , H. and J. M. Chris t i e, 1963, Undulato ry exti nc ti on in qu artz of igne ous and meta m orp h ic rocks and sig nifica nce in pro venance stu d ie s of sed im enta r y rocks, ]our. Sed. Petr o log y, v. 33, p. 559-579. Blatt , H. and M. W. Tott en , 1981, Qu artz in mudrocks as an ind ic a - tor of dis t a n ce from shoreli ne , Blain e Formati on (Permi an ) , weste r n Oklahoma, fou r. Sed. Petr o log y, v. 51, p. 1259-1266. Bog gs, S. Jr., 1955, A nwneric a l meth o d for sandsto n e classif ica ti on ,

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제 7 장 쇄설성 퇴적암의 속성작용 7-1 서언 퇴적물이 퇴적된 후, 저변성작용 이전까지 일어나는 물리적 및 화학적 작용을 모두 포함한 것을 속성작용 (d i a g enes i s) 이라 한다. 점점 깊게 매몰됨에 따라 온도와 압력이 증가하며, 그에 따라 기 존의 퇴적물이 다른 광물로 변하고 다져짐작용과 암석화작용 등 이 일어나는데 이러한 모든 과정이 속성작용에 포함된다. 퇴적물 의 속성작용의 영역을 지나 온도와 압력이 계속 증가하게 되면 변성작용을 받는다고 말한다• 일반적으로 속성작용은 3oo·c 이 하와 8 기압 이하의 상태를 가르킨다(그립 7-1). 그러나 속성작용과 변성작용을 구분하는 온도와 압력 조건을 분명하게 구분한다는 것은 어렵다. Kubler(1964) 는 속성작용에 서 변성작용으로 전위해 가는 온도와 압력의 조건하에서 일어나 는 작용을 안키변성작용 (anch i me t amo rphi sm) 이라고 명칭한 적도 있다. 속성작용에 의해 원래 존재해 있던 광물이 치환되거나 다

온 도 (°C)

른 광물로 변한다• 또한 입자간의 공간인 공극이 줄어들고 새로 운 자생광물이 생성되기도 하며 입자의 모양이 변하기도 한다. 7-2 속성작용의 주요과정 속성작용의 주요 과정으로 다져짐작용, 교질작용, 자생화작용, 치환작용, 변환작용, 재결정작용과 용해작용 등을 들 수 있다. ® 다져 짐 작용 (comp a cti on ) 다져짐작용은 퇴적물이 매몰됨에 따라 하중에 의해 입자들의 간격이 가까워지면서 더 치밀히 배열되는 작용을 말한다. 이로 인해 공극이 줄어들고 두수율이 낮아지며, 퇴적물의 두께가 얇아 지게 된다. 퇴적물 원래의 입자의 성분, 입자의 모양, 입자의 크 기, 분급, 공극률 등에 의해 이러한 작용의 정도가 차이가 난다.

쉽게 변형되는 약한 입자인 셰일이나 천매암의 암편 등이 많을 경우는 쉽게 다져짐작용을 받게 된다. 원래의 공국률이 40~50% 인 퇴적물이 6000m 깊이에 매몰되면 공국률은 20% 미만으로 된다. 매몰 깊이에 의한 공국률의 변화 정도를 일반화하기는 어 렵지만 머드의 경우는 원래의 공극률이 60~80% 라면 수천 미터 매몰에 의해 공국률이 10~15% 로 감소하기도 한다. 다져짐작용은 매몰 초기에서부터 일어나며, 다져짐작용이 계속 진행되면, 입자들이 접촉하게 되어 그립 7-2 와 같이 입자의 접촉 부에 용액 이 생 성 되 게 되 며 , 이 를 압력 용해 (pr essure soluti on ) 라 한다. 이 압력용해가 공국에 교질물을 형성하여 공극을 감소시키 는 교질작용을 수반하게 된다. ® 교질 작용 (cementa t i on ) 교질작용은 공국에 새로운 광물이 형성되거나 기존해 있는 광 물 입자가 과성장하는 것을 가리키며 이 작용은 어느 정도 매몰 이 진행된 후에 일어나게 된다. 교질물로 방해석, 석영이 주로

2 3

나타나고, 이 의에도 돌로마이트, 장석, 처어트, 적철석, 능철석 (sid e rit e) , 석 고 (gyps um) , 불석 (zeolot e) , 점 토광물 등이 생 성 되 어진다. 교질작용을 이해하기 위해서는 매몰 깊이, 매몰되는 시 간, 교질물의 근원물질 동에 관해 알아야 한다. 온도와 p H 가 증 가하게 되면 탄산염류 광물이 침전하게 되고, 온도와 p H 가 감소 하게 되면 석영이 침전하게 된다. 일반적으로 석영보다는 방해석 이 매몰 정도가 더 깊은 곳에서 생성된다. ® 자생 화작용 (auth i g e nesis ) 자생 화작용이 란 퇴 적 후에 새로운 광물 (new mi ne ral) 이 형 성 되 는 것을 말하며, 광의의 의미로는 교질작용과 치환작용에 의해 새로운 광물이 형성되는 것도 포함한다. 새롭게 형성된 광물을 자생 광물 (auth i g e nic mi ne ral) 이 라고 하며 , 이 러 한 자생 광물은 용 액으로부터 결정화작용에 의해 생성된 것, 기존의 퇴적물이 변질 되어 생성된 것 또는 화학적 재구성이나 재결합에 의해 형성된 것 등이 있다. 석영과 장석은 자생적으로 흔히 생성된다. 변질이 나 치환 등에 의해 생성되는 자생광물은 다음과 같다. 황철석(pyrit e) 은 환원조건에서 철을 함유한 광물이 변질되어 형성되며, 이 과정은 유기질 탄소 화합물이 존재할 때 일어나며 유기물을 다량 함유한 사암과 머드암에서 흔히 나타나게 된다. 철을 함유한 광물은 양성 Eh 를 갖는 산화 조건에서 갈칠석 (Ii. mon ite) 및 적철석 (hema tit e) 을 형성한다. 적칠석은 붉은 색을 띠고 있어 붉은 색을 띠는 사암이나 머드암은 적칠석의 함유에 의한 경우가 많다. 점토광물은 변질되어 백운모, 흑운모, 일라이트, 녹니석, 해록 석 (gla ucon ite) 등을 생 성 한다. 운모류와 점 토광물은 온도나 압력 이 높은 곳에서 형성되나, 해록석은 해저면의 낮은 압력과 온도

에서 형성된다. 해록석은 해양환경에서만 자생적으로 생성되는 것으로 알려져 있었으나 육성에도 나타난다. 장석과 화산암편은 변질되어 점토광물과 세립질의 견운모 (ser iit e) 를 생성한다 . 칼륨장석은 견운모와 카을리나이트로 변하 고 사장석은 몬모릴로나이트 (mon t mor ill on it e) 로 변한다. 화산성 유리 (volcanic g lass) 는 스멕타이트와 불석으로 변한다. 자생 알바 이트 (alb it e) 는 나트륨 (Na) 성분이 많은 조건에서 칼륨이나 칼슘 (Ca) 장석이 변질되어 생성된다. 매몰이 깊고 높은 온도에서 형 성 되 는 이 과정 을 알바이 트화 작용 (albit iza ti on ) 이 라 한다. ® 치 환작용 (rep la cement) 치환은 아주 일반적으로 일어나는 작용이다. 퇴적물 내의 광 물, 암편, 화석, 탄산염입자 , 점토기질, 교질물 등이 여러 단계로 치 환작용을 받는다. 치 환작용에 영 향을 주는 요소로는 pH , Eh, 온도, 압력, 용액 내의 기타 이온의 존재, CO2 의 분압력 등이 있다. p H 와 온도가 증가함에 따라 규산 (s ili ca) 의 용해도는 증가 하고 탄산칼슘 (calciu m carbonate ) 의 용해 도는 감소한다. 방해 석 과 처어트가 가장 일반적인 치환광물이며, 이의에도 돌로마이트, 적철석, 갈철석, 경석고, 능철석 등이 있다. 점토기질은 보통 방 해석과 처어트로 치환되며, 장석과 석영은 대부분 방해석으로 치 환된다. 동질다상(p ol y mor ph : 광물이 동일한 화학 성분을 갖지만 다론 결 정구조를 갖는 경우를 말함)에 의한 치환작용을 변환작용(i nver­ sio n ) 이 라고 말한다. 흔히 나타나는 아라고나이트 (orth o rhombic CaC03) 가 마그네슘 함량이 적은 방해석 (rhombohedral CaC03) 으 로 변하는 경우를 둘 수 있다. 규질의 성분이나 규질화석을 함유 한 퇴 적 물이 단백 석 -A (op a l-A : 비 정 질의 Si0 2 ) 에 서 홍연석 (cris ·

20 1 퇴적후 2시 간(백만3년 단위) 4 5

tob ali te : orth o rhombic Si0 2 ) 과 트리 디 마이 트 (tri d y m i te : tet r a g o - nal Si0 2 ) 로 구성 되 는 단백 석 -CT (op a l-CT) 를 거 쳐 석 영 (rhombo-hedral S i 02) 으로 변하는 것도 좋은 예이다. 이 과정은 압력보다 는 온도에 더 좌우되며, 퇴적률과 매몰되는 속도, 그리고 매몰 지역의 위치에 따른 지열 정도에 영향을 받는다. 이러한 요인의 정도에 따라 작용이 진행되는 소요 시간이 달라지지만, 단백석 -A(o p al-A) 가 처어트로 변하기까지는 수백만 년 내지 수천만 년 의 시간이 소요된다. 열곡 지역에서의 이러한 속성작용과 연계된 소요 시간과 온도와의 관련은 그립 7-3 과 같다. ® 재 결 정 작용 (recrys t a l l iza ti on ) 재결정작용은 광의로 치환과 변환작용을 포함하며, 협의로는 화학 성분의 변화 없이 결정의 크기나 모양이 변화하는 것을 말 한다. 입자의 크기 변화는 기본적으로 재결정 작용에 의해 크기

가 증가하는 방향으로 진행되나, 입자 크기가 감소하는 경우도 있다. 재결정작용은 좀더 안정된 방향으로 죽 화학반응계에서 깁 스의 자유에 너 지 (Gi bb s free energy ) 를 최 소화하는 쪽으로 진 행 되 어 진다. 온도와 압력이 증가함에 따라 충간유체의 상태가 변화 하게 되어 재결정작용을 일으키는 것으로 추정하고 있으나, 아직 명확히 밝혀지지는 않았고, 특히 입자 크기가 작아지는 이유에 대해서는 아직 불명확하다. ® 용해작용 (dis s oluti on ) 용해작용은 용해에 약한 퇴적물인 경우 충의 두께룰 얇게 하

。 。

고` 공국을 증가시키는 역할을 한다. 이 작용이 공국을 증가시키 는 작용이기 때문에, 석유지질학자들은 2 차적으로 생성되는 공극 발달에 관련 있는 용해과정에 많은 홍미를 갖고 있다. 용해작용 울 일으키는 용액은 pH . Eh, 온도, 압력, CO2 의 분압력, 이온 의 힘, 공국수의 화학 성분과 같은 요인에 의해 영향을 받게되 며, 또한 공국률, 투수율 광물조성, 퇴적물의 입자 크기 등에도 영향을 받는다. 용해에 약한 방해석 교질물이 다시 용해되기도 하는데 이 러 한 과정 을 교질물 제 거 작용 (decementa t i on ) 이 라 한 다. 방해석 교질물 이의의 장석, 암편 및 불안정한 광물들이 선 택 적 으로 용해 되 어 있는 용액 을 충간용액 (int r a str a ta l soluti on ) 이 라 한다. 이러한 충간 용액은 사암 등에서 2 차적인 공국을 생성 시키는데 매우 중요한 역할을 한다. 다져짐작용과 교질작용에 의 해 감소되던 공국률이 약 3km 의 매몰 깊이에 도달하면, 용해작 용에 의해 2 차적인 공극이 형성되는 것으로 추정하고 있다 (McDonald 와 Surdam, 1984) . 매 몰 깊 이 가 3 km 보다 더 욱 깊 어 지면 압력이 증가해 입자들의 접촉에 의해 생긴 압력용해에 의한 영향을 받게 된다. 원래의 공국(1차적인 공국)과 2 차적인 공국과 매몰 깊이와의 관계는 그림 7 - 4 와 같다. 7-3 속성작용에 영향을 주는 요소 ® 압력 매몰 깊이가 증가할수록 압력은 증가하게 된다. 되적물의 하중 에 의 한 압력 을 지 압력 (ge osta t i c pre ssure) 또는 암석 압력 (litho s- tat i c p ressure) 라고 하고, 매몰 깊이에 따른 지압력의 변화를 지 압력 구배 (ge osta t i c grad ie n t) 라고 한다. 되 적 분지 에 서 의 지 압력 구

배는 약 0. 249k g /cm2/m 로 244bar/km(lbar=0. 987 기압 이므로 240 기압에 해당된다)으로 추정되고 있다. 만일 매몰 깊이가 10km 이 면 지 압력 구배 는 2. 4 kil o bar (kb 는 1000 bar) 로 대 기 압의 2, 400 배 에 해당된다. 지압력에 의해서 다져짐작용이 일어나고 공극률이 감소하며, 자생광물이 생성된다. 지압력 이의에 퇴적물 내에 함유된 유체와 관련된 유체압력 (flui d pre ssure) 을 수력 적 압력 (hy d rosta t i c pre ssure) 이 라고 하며 , 이 것 의 매 몰 깊 이 에 따른 변 화 를 수 력 적 구 배 ( hy d rosta t i c gra- d i en t)라고 한다. 수력적 구배는 담수일 경우에 0.099kg /c m2/m 이며, 영분도가 높은 경우에는 0.155k g /cm2/m 이다. 퇴적분지에 서의 평균 수력적 구배는 10. 41kg /c m2004 bar/km) 로 매몰 깊이 10 km 에 서 1. 04kb 에 이 른다. ®온도 매몰 깊이에 따른 온도의 증가는 20~30°C/km 이며, 이러한 온 도 변화를 지열구배 (ge oth e rmal gr ad i en t)라고 한다. 이러한 지열 구배는 지구 내부의 열의 전달에 따라 달라지며, 지역에 따라 6°C/km 에서 65°C/km 까지 나타난다. 해령은 높은 지열구배를 나 타내고 해구에서는 매우 낮은 지열구배를 나타낸다. 매몰 깊이에 따른 지압력, 수력적 압력, 지열압력구배의 평균 적인 변화는 그립 7-5 에 표시한 바와 같이 지열압력구배가 가장 높고, 수력적 압력 구배가 낮음을 알 수 있다. 고기의 온도를 알려주는 것을 지질온도계 (g eo t hermome t er) 라 고 하며, 지질온도계로 사용되고 있는 것으로는 미화석인 코노돈 트의 색 지 수 (약 4oo·c 까지 유용) , 탄질물인 나무 껍 질 (vit rin ite) 의 반사도 (약 240°C 까지 유용) , 케 로젠 (kerog en ) 의 흑연화 (grap h it iza - tion ) 정도(약 6oo·c 까지 유용)， 점토광물의 조합(약 3oo·c 까지 유

노 111115423095467 ` 。 _8 _` ` `\\ \ ` \ \`\` 1`\ .\0 ` \ \\평\//군\ 평 지\ 지U 2J구열\ 。압 4 수력구2\ .ba 력 0배 r s구 적(\l 배k2 sml °遷 (C\2 41 k4m \b) a rs\3/ k. 0 m )\ \ \ \ 4.0 Kb

용)， 불석의 조합(약 250°C 까지 유용), 유체 포유물(약 2oo·c 까지 유용), 산소 동위원소의 비율(약 400°C 까지 유용) 등이 있다. ® p H 와 Eh 충내에 포함되어 있는 물에 대한 p H 가 3~11 또는 5~9 로 나 타난다는 보고가 있기는 하나, 대부분은 7~9 로 나타난다. 매몰 깊이의 증가에 따라 공국수 내의 수소 (H) 가 광물 속으로 들어가 버리는데 이에 따라 수소의 결손 현상이 일어나 일반적으로 pH 는 증가하는 경 향을 갖는다. 화학 반응에 있어, 전자의 획득이나 손실에 따라 전위 (電位)가

변하게 되는데 이러한 산화환원 전위를 Eh 라고 하며 p H 가 1 상 승할 때 Eh 는 0.05~0.06 씩 저하된다. 대부분의 표면수는 산화 되며, 이 표면수는 깊은 매몰 지접까지 이동하여 그 곳의 물과 교환되어 산화되기 때문에 Eh 에 관한 자세한 내용은 찰 알려져 있지 않다. 석유와 관련된 지역과 유기물질이 많이 함유된 셰일 이나 탄총에서 낮은 음성의 값을 갖는 것으로 알려져 있다. ® 기타 속성작용은 퇴적분지에 존재하는 물의 화학 성분이나 원래 퇴 적물의 광물조성에 의해서도 영향을 받게 된다. 화산성 암편이나 장석이 많은 퇴적물에서는 자생광물로 녹니석이나 몬모릴로나이 트가 생성되고, 석영질 사암에서는 카울리나이트나 석영이 자생 광물로 나타나게 된다. 속성작용은 퇴적분지의 지구조적 위치에 의해서도 영향을 받게 된다. 죽 해령에 위치한 경우는 높은 열의 전달과 열수 용액 및 화산 활동의 영향을 받기 때문이다. 7-4 속성작용의 영향 속성작용에 의한 영향은 물리적 변화, 광물학적 변화 그리고 화학적 변화를 둘 수 있다. ® 물리적 번화 물리적 변화(p h y s ic al chan g e) 의 기본적인 것은 조직 (t ex t ure) 의 변화이다. 조직의 변화는 생교란작용 (b i o t urba ti on), 다져짐작용, 교질작용 등에 의해 생성된다. 생교란 작용은 입자 크기와 분급 의 변화를 가져온다. 다져침작용은 입자들의 배열 상태를 변화시

키며 입자들의 접촉 숫자를 증가시킨다. 또한 공국률을 감소시키 게 된다. 교질작용은 공국 내에 새로운 광물을 생성시켜 공국률 울 감소시킨다. 이러한 공국률의 감소는 입자의 크기와 모양에 좌우되며, 두수율의 감소와 퇴적물의 밀도를 증가시키는 역할을 하게 된다. 치환작용에 의해 치환 이전의 광물 형태를 유지한 채 치환된 광물이 나타나거나 원래 광물 형태의 희미한 선구조 등이 치환된 광물에 나타나기도 한다. 물론 「 7-2 속성작용의 주요 과 정」에서 이미 설명한 조직변화 양상들도 나타나게 된다. ® 광물학적 번화 광물학적 변화 (m i neralo gic al chan g e) 는 교질작용, 자생화작용, 치환작용, 변환작용, 용해작용 등에 의해 형성되는 변화이다. 이 러한 속성작용에 의해 생성된 광물은 일반적으로 성분이 순수 (pu re) 하고, 타광물에 비 해 맑다 (clarity ) . 또한 입 자 모양이 자 형으로 나타나고 액 체나 기 체 의 포유물(i nclus i on) 을 갖지 않는 특징이 있다. 전기석은 쇄설성의 경우는 색이 있고, 다색성을 갖 는데 반해, 속성작용에 의해 생성된 전기석은 색이 없는 무색을 나타낸다. 일반적으로 자생광물은 미량 원소의 함량이 적게 나타 나는 특성이 있다. ® 화학적 번화 현생퇴적물과 고기 퇴적물에 대한 화학 성분에 관한 통계적 비 교 분석은 잘 연구되어 있지 않으나, 일반적인 추세는 다음과 갇 이 알려져 있다. 고기의 퇴적물은 석영과 방해석의 교질작용과 점토광물의 치환작용에 의해 알카리 금속과 규산물질을 많이 함 유하고 물의 함량이 적다. 공극수의 화학적 성분은 교질작용, 용 해작용, 자생화작용 등에 의해 변화하게 된다. 화학적 변화

(chemi ca l chang e) 가 결코 단독적 으로 형 성 되 는 것은 아니 고, 속 성작용의 여러 과정에 의해 복합적으로 일어나는 것은 자명한 사 실이다. 화학적 변화에 관한 연구는 현재의 화학적 성분을 기초로 하여 속성작용에 의해 변화했을 원래의 화학적 성분을 유추하는 데 도 움을준다. 참고문헌 Berner, R. A., 1980, Early Dia gen esis ; A Theoreti ca l Ap pr oach, Prin - ceto n Univ e rsit y Press, Prin c eto n , N. J., 224p . Bog gs , S., J r., 1987, Pr inc iple s of Sedim ento l ogy and Str a tt' gra ph y , Merill Publish in g Comp an y, p. 37- 67 Chil ing a ria n , G. V. and K. H. Wolf (eds.) , 1976, Comp ac t£ on of Coarse -gra in e d Sedim ents , I, Elsevie r , New York, 552p . Chil ing a ria n , G. V. and K. H. Wolf (eds.) , 1976, Comp ac ti on of Coarse -gra in e d Sedim ents , II, Elsevie r , New York, 808p . Dapp le s, E. C., 1979, Di ag e nesis of sandsto n es, In : Larsen, G. and G. V. Chil ing a r (eds.) , Dia ge nesis in Sedim ents and Sedim enta ry Rocks, Elsevie r , New York, p. 31-97. Hara, I., T. Shio t a , and K. Hide , 1~84, Pressure soluti on of pla g ioc lase and ga rnet durin g Nag a hama fold in g in the Sambaga wa Belt of centr a l Shukoku, ]our. Geol. S oc. Jap a n , v. 90, p. 33-42. Iiji m a, A. and R. Tada, 1981, Sil ica dia g e nesis of Neog e ne dia t o m aceous and volcanic l asti c sedim ents in nort he rn Jap a n, Sedim ento l ogy , v. 28, p. 185-200. Larsen, G. and G. V. Chil ing a ria n (eds.) , 1967, Dia gen esis in Sedi- ments : Develop m ents in Sedim ento l og y 8, E lsevie r , Amste r dam,

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제 8 장 탄산염암 8-1 서언 탄산염 암 (carbonate rock) 은 탄산염 광물로 이 루어 진 암석 을 말 한다. 탄산영광물은 탄산염이온(_ co32 기울 포함하고 있는 광물이 며 주로 자연 환경에서는 방해석 (calcit e) , 돌로마이트 [Dolom it e, CaM g (Co3) 』, 아라고나이트 (ara g on it e) 등이 발견된다. 현생 탄 산염퇴적물은 대부분 아라고나이트와 방해석으로 이루어져 있으 나 탄산염암은 방해석과 돌로마이트로 이루어진 것이 보통이다. 탄산염암은 일반적으로 석회암이나 돌로마이트로 이루어져 있는 데 석회암은 탄산염퇴적물이 속성작용을 받아 변질된 방해석으로 이루어전 암석이고, 돌로마이트는 탄산염퇴적물이나 석회암이 속 성작용을 받아 돌로마이트로 변질된 암석이다. 석회암(탄산염되적물)은 앞장에서 언급되었던 쇄설성암석과는 근본적으로 다른 세 가지의 특칭이 있다. 첫째로, 탄산염퇴적물 은 대부분이 생물기원의 퇴적물이다. 둘째로, 탄산염퇴적물은 대

부분의 퇴적물 공급이 퇴적작용이 일어나는 퇴적분지 내에서 일 어난다. 셋째로, 탄산염퇴적물은 속성변질작용에 매우 민감하여 퇴적물이 쌓이는 동안이나 쌓인 직후부터 속성작용의 영향을 받 는다. 석회암의 구성 성분이 생물체에 의하여 직접 공급되었거나 아 니면 생물의 영향으로 공급되었다는 사실에 대해 석회암을 야의 에서 자세히 관찰할 경우 많은 의문이 제기될 수 있다. 그 이유 는 일반적으로 야의에서 관찰할 수 있는 석회암 내에는 생물의 잔해라고 느껴지는 화석이 많이 발견되지 않을 수도 있기 때문이 다. 특히, 우리나라 하부 고생대에 나타나는 탄산영암 내에는 몇 몇 지역을 제의하고는 화석의 산출 상태가 좋지 않다. 하지만 탄 산염퇴적물이 퇴적되고 있는 현생 환경을 조사하게 되면 이러한 의문은 풀어지게 된다. 현재 열대 및 아열대의 천해 지역에서 대 부분 퇴적되고 있는 탄산염퇴적물은 거의 90% 이상이 생물에 의 하여 생성되고 있다. 일부 구성 입자들은 생물이 죽은 후에 각질 부분이 그대로 보존되어 퇴적되기도 하지만 그 이의의 생물들은 생물이 죽은 후 분해되어 원래 생물의 형태를 보존하지 않은 채 로 퇴적되기 때문에 퇴적층 내에서 화석이 산출되지 않는 것이 다. 석회암이 대부분 지역적인 기원에 의하여 퇴적된다는 것은 탄산염퇴적물을 이루고 있는 구성 성분이 대부분 생물기원의 입 자이기 때문에 생물이 죽은 후 각질 부분이 먼 거리를 이동하지 않은 채로 분지 내에서 퇴적된다는 것을 의미한다. 이러한 점은 풍화, 운반 및 퇴적과정을 거쳐서 생성된 쇄설성퇴적암과는 많은 차이를 보여주고 있다. 죽 쇄설성퇴적암이 퇴적되었던 퇴적환경 울 규명하거나 퇴적분지 자체를 이해하기 위해 암석의 조직 (입도 분석, 분급도, 원마도 등)을 파악하고 암석학적 관찰을 하듯이 석 회암에도 같은 방법을 적용할 경우 석회암의 퇴적환경 규명에는

산호

별로 도움이 되지 않는다. 예를 들어 탄산염되적물이 쌓이는 퇴 적 환경 에 서 물의 흐름이 거 의 없는 석호 (lag o on) 환경 을 상상하여 보자. 석호환경내에는 아주 크기가 작은 퇴적물을 공급하는 석회 조류로부터 크기가 수십 cm 에 이르는 복족류까지 살고 있다. 이 생물들이 죽으면 대부분 그 근처에 퇴적된다. 따라서 퇴적물을 이루는 구성 입자는 작게는 점토크기의 입자로부터 수십 cm 에 이 르는 역의 크기까지 한 곳에 쌓이게 되는 것이다(그립 8-1). 이

러한 접을 고려한다면 석회암은 물의 흐름이 빠르거나 일시적으 로 운반된 경우(예를 들면 폭풍과 같은 작용에 의해서)를 제의하고 는 입자의 크기나 분급도 및 원마도와 같은 암석의 조직은 퇴적 환경의 규명에 큰 도움을 주지 않는다. 석회암의 세번째 특징은 속성작용에 민감하다는 점이다. 탄산염되적물은 연니와 같은 원 양퇴적물과 사면에서 퇴적되는 일부 퇴적물을 제의하면 대부분이 수심이 매우 얕은 천해의 환경에서 퇴적된다. 지질학적 시간대에 걸쳐 해수면은 끊임없이 변동되어 왔으며 그 변동의 폭은 때로는 수백 m 에 이르는 경우도 있었다. 그래서 천해에서 퇴적된 퇴적물 은 해수면이 하강하면 곧 민물의 영향을 받는 속성영역으로 변하 게 된다. 탄산염퇴적물 중 아라고나이트와 고마그네슘방해석 (Hi gh -Mg calcit ~ 혹은 HMC) 과 같은 광물은 해 수 내 에 서 는 안정 된 상태에 있으나 민물의 영향을 받으면 불안정한 상태가 되어 곧 변질작용을 받게 된다. 따라서 과거 천해의 해수 내에서 퇴적 된 많은 탄산염퇴적물들은 퇴적된 후 해수면의 변동이 있으면 곧 속성변질작용을 받게 된다. 주로 매몰속성환경에서만 암석화작용 울 받는 쇄설성되적암과는 달리 탄산염되적물은 퇴적된 직후부터 매몰환경에 이르기까지 다양한 환경에서 속성작용의 영향을 받게 된다. 탄산영암은 대부분 아라고나이트, 방해석 및 돌로마이트로 이 루어 져 있다. 아라고나이 트는 사방정 계 (orth o rhombic sys t e m ) 에 속하며 , 방해 석 과 돌로마이 트는 삼방정 계 (trig o nal sys t e m ) 에 속 한다. 방해석의 경우 Ca2+ 가 이루는 면과 C032- 가 이루는 면은 C 축을 따라 서로 교호하고. 있으며, 돌로마이트에서는 양이온을 이루는 면의 경우 Ca2+ 와 M g 2+ 가 각각 교호하며 격자를 채우고 있다. 탄산영광물 중 아라고나이트와 방해석은 화학 성분이 갇으 나 결정계가 다론 동질이상이며 방해석은 고용체의 상태로 존재

하는 경우가 많다. 죽 일부 방해석 내에는 약 30mol% Mg C Oa 까지 존재할 수 있다. 일반적으로 현생 천해 환경에서 서식하고 있는 생물의 골격이나 무기물의 침전물은 아라고나이트와. Mg 2+ 울 많이 포함하는 방해석으로 이루어져 있다. 방해석은 포함되는 마그네 슘의 함량에 따라 고마그네 슘방해 석 (hig h Mg -c alcit e, mag n esia n calcit e 혹은 Mg -c alcit e) 과 저 마그네 슘방해 석 (low -Mg calcit e 혹은 calc it e) 으로 나눌 수 있다. 고마그네슘방해석은 방해 석 내의 마그네슘 함량이 5 mol% Mg C Oa 이상이며 저마그네슘 방해석은 그 이하이다. 또한 속성작용으로부터 생성된 방해석은 Fe2+ 를 포함하는 경우도 있다. 특히 방해석과 돌로마이트 내에 표 8-1 아라고나이트. 방해석 및 돌로마이트의 결정학 및 화학적 특징 (Scoff in, T. P., 1987) . 아라고나이트 방해석 돌로마이트 화학식 CaC03 CaCOJ CaMg ( C03)2 결정계 사방정계 삼방정계 삼방정계 Indic a tr i x Bia x ia l neg a ti ve Unia x ia l neg a ti ve Unia x ia l neg a ti ve 2 V=l8 쪼개침면 {010) fair {1 011 } pe rf ec t {1 011 } pe rf ec t 색 무색 혹은 흰색 무색 혹은 흰색 무색 혹은 흰색 (가끔 노란색이나 갈색) 굴절율 1lx1 . 530 n 。1. 658 11ol . 679 llyl . 681 11,l. 486 n,l. 500 12,l. 685 복굴절율 0.155 0.172 0.179 비중 2.94 2. 72 2.86 찰치환되는 Sr, Ba, Pb Mg , Fe, Mn Fe, Mn, Zn, Cu 미량원소 Zn,Cu 약산(H CI) 과의 반웅잘함 반웅잘함 반응잘안함 반웅정도

철 이 많이 포함된 경 우 함철 (fer roan) 방해 석 (돌로마이 트) 이 라 부 른다. 아라고나이트, 방해석 및 돌로마이트는 결정계의 차이에 따라 Ca2+ 이온 대신에 잘 치환되는 미량 원소의 종류가 다르 다. 아라고나이트의 경우 Ca2+ 이온 대신에 Sr2+, Ba2+, Pb2+ 이 온이 잘 치환되며, 방해석의 경우 M g2+, Fe2+ , Mn2+, Zn2 + 및 Cu2+ 이온이 찰 치환된다. 이러한 각 광물들의 물리, 화학적 성 질들은 표 8-1 에 요약되어 있다. 8-2 탄산염암의 분류 8-2-1 석회암의 분류 석회암의 분류에는 여러 가지 방법이 있으나 Folk0962) 의 분 류와 Dunham( 19 62) 의 분류 방법 이 가장 보편적으로 사용되고 있다. Folk(1962) 의 분류 방법은 탄산염입자의 구성 성분 이의에 입자의 크기, 원마도, 분급도 등을 고려하여 분류한 것이다. 따 라서 Folk (1 962) 의 분류 방법은 쇄설성암의 분류 방법과 매우 비 슷한 기준에 의하여 분류된 것이라 할 수 있다. 그는 탄산염입자 를 알로켐 (allochem) 이 라 칭 하고 입 자와 입 자 사이 에 존재 하는 물질의 차이에 따라 암석을 분류하였다(그립 8-2). 석회암울 이 루고 있는 주된 입자를 화석 (bio c last) , 우이드 (oo i d), 펠로이드 (pe loid ) 및 탄산염 암의 압편 (int r a clast) 으로 구분하고, 입 자와 입자 사이가 방해석의 교질물로 이루어진 경우에는 스파라이트 (sp a rite ) , 탄산염 이질퇴적물로 채워져 있는 경우에는 미크라이 트 (m ic r it e) 로 분류하였다. 죽 석 회 암이 대부분 화석 의 알로켐으 로 이루어져 있으며 화석과 화석 사이가 방해석 교질물로 채워져

Sp ar r y caAlLc Lil Oe C ceHmE>eM n1Il0 C>1A1 L A lRloOcMCheiKc mrSo s c (Ir y AsN taD ll i nIIe) Ooze MICAOn t Sp ar r y Calc ile 1-10 1 , Allochems

이오리사이트 (b i o lit h it e) 라고 명하였다. Folk(1962) 의 분류는 입 자의 종류와 입자와 입자 사이의 채워진 물질을 기준으로 구분하 였기 때문에 석회암을 세분하여 분류하는 데에는 많은 문제점이 있었다. 석회암이 우이드로만 이루어진 것이 아니라 우이드와 펠 릿(p elle t)이 각각 갇은 비율로 섞여 있을 경우에는 암석의 명은 달라지지만 실제로 암석이 퇴적된 환경은 별로 달라지지 않는다. 또한 Folk (1 962) 의 석회암 분류는 기본적으로 쇄설성암석을 분류 한 방법과 비슷하였기 때문에 많은 경우에 있어서 석회암의 종류 로부터 퇴적환경을 추적하는 것이 어려울 때가 많다. 이에 비하여 Dunham(1962) 의 분류는 석회암울 이루는 입자의 종류와는 관계없이 석회암이 퇴적되었던 퇴적환경과 그 환경을 지시하는 에너지 정도(물이 이동되는 속도나 요동되는 정도)의 개 념을 반영하여 석회암울 분류하였기 때문에 퇴적환경을 유추하는 데 Folk(1962) 의 방법보다 더 좋은 분류 방법으로 여겨지고 있 다. Dunham (1 962) 의 분류 방법은 우선 퇴적된 조직이 보존되어 있는 경우와 보존되어 있지 않은 경우로 이분하여, 보존되어 있 지 않은 경우에는 결정질석회암 (c ry s t a lli ne carbona t e) 이라고 명 하였다(그립 8-3). 퇴적 조직이 인지될 수 있는 경우에는 크게 두 개로 분류하여 퇴적물이 쌓여서 되적된 경우와 암초와 같이 생물 이 서로 덮여서 암석화된 경우로 분류하였다. 후자의 경우를 바 운드스톤 (bounds t one) 이라고 명하였으며 이 암석은 흔히 암초에 서 관찰되듯이 총리의 방향이 퇴적물의 총리 방향과 항상 일치하 지 않으며, 암석내에는 많은 일차 공극이 존재하고 그 공극 내에 는 퇴적물들이 쌓여 있으며, 서로 위를 덮으며 자라는 생물체 (산 호 및 석회조류 등)에 의하여 암석화된 것이다. 이 암석은 Folk (1962) 의 분류에서 바이오리사이트에 해당된다. 퇴적암의 조직을 인지할 수 있으며 바운드스톤이 아닌 경우는 크게 네 종류의 암

- UTXRTEE AINOTOISL PDE TOGCOCRDINCO SKA ERNARTOBATONC IOF ACAISSLIFC UEBXR EL T ETOAPTSN CIIZOGERONLIAUD RTEXTELEESONTPOIAID GANEIZOBLTE ONRCens toaonntopcsoiplg mnii irnDgiOureD Bu odntn poose NtnligniCaorOm e『hgoetT ht r etenbou go dewre cmdu asLk u dmCnaosint. .. onsipdioetudring si nda y ) esz tli .asf dinndigcl tr feyaocslra i(Pworn o bnetniwhs sa tdoppus-iaenrrg moa a!isu||aaC ao!C r,ktteta alleemsQ y r, rgo tavaityotnairntco nimal dltoppu-nrareso rpsdGtdp-ueuM s t ath iietavo cedroleimesr o-ldnt onahterMLn stha se or g tinod vid buccea id S( ynarcg r oifo breov edoro era g raa snig tenc tsnirn ep1cre1rpe beOar O oig t se dendtoiaicifsslans crg yd tqmaic nn aetraniotaolbseu yse e g .) isn t etur adi e xl caish pno. seicrste ni be totlaoote ra『oe rg !OsduaB!sn O9 imGQQ noIksacPQon!osudM Q neQ회ekeQ幽 )269 mahnu D. 3분 -8 .류1(의 암회 석 한의 에림그

석 으로 분류될 수 있는데 이 들 암석 은 입 자 지 지 (gr ain - sup po rt- ed) 의 암석과 기질 지지 (mud-su pp or t ed) 의 암석으로 이분된다. 입자 지지의 암석은 암석 자체가 입자로 지지되어 있어서 입자와 입자 사이룰 채우는 물질에 관계 없이 입자 자체가 암석을 이루 는 기본 골격 구조를 형성한다는 것이다. 예를 들면 비이커에 구 슬을 가득 담아 구슬 사이에 모래를 부었다고 가정하여 보자. 이 것이 암석화되었을 경우에는 구슬 사이에 있는 모래 를 모두 빼버 리더라도 기본적인 암석의 골격은 변하지 않는다. 이러한 경우 를 우리는 입자 지지의 암석이라고 생각할 수 있다. 반대로 비이커 에 모래를 채운 후 구슬을 넣었다고 가정하여 보자. 그렇다면 이 비이커 내의 구술과 모래가 암석화된 후에 모래 를 모두 빼버린다 면 암석 자체는 무너져 버린다. 이러한 경우의 암석은 모래로 지 지되어 있다고 할 수 있다. 따라서 기질 지지의 암석 들 은 탄산염 입자를 많이 포함하지 않으며 아질퇴적물 자체가 암석의 주요 구 성 성분이 되는 것이다. 입자 지지 석회암의 경우, 입자와 입자 사이가 빈 공간으로 있거나 교질물로 채워져 있는 경우에는 입자 암(gr a i ns t one) 이라고 한다. 이 입자암의 경우가 Folk(1962) 의 분 류에 서 스파라이트 (sp a rite ) 에 해 당한다. 또한 입 자와 입 자 사이 가 탄산염 이질퇴적물로 채워져 있는 경우에는 팩스톤(p ack­ s t one) 이라 부른다. 기질 지지 석회암의 경우, 탄산영입자가 10% 아 상 존재 하면 이 를 와케 스톤 (wackesto n e) 이 라 부르며 입 자 가 10% 보다 적게 포함되어 있는 경우는 머드스톤 (muds t one) 이 라 구분하였다. Dunham (1 962) 의 석회암 분류 방법은 Folk (1 962) 의 분류 방법보다는 석회암의 퇴적환경을 유추하는 데 더 편리한 분류 방법이다. 죽, 머드스톤 (muds t one), 와케스톤 (wackesto n e) , 팩 스톤 (pa cksto n e) 은 각각 퇴 적 물이 퇴 적 되 었 던 당시 물의 에너지 정도를 시사하고 있으며, 정확한 석회암의 분

류를 통하여 그 암석이 어느 퇴적환경에서 퇴적되었는지의 추정 이 가능하다. 단 현실적으로 야의 조사시나 박편 관찰시 와케스 톤 (wackesto n e) 과 팩 스톤 (pa cksto n e) 을 구분한다는 것 이 때 로는 매우 어려운 경우가 있다. 일반적으로 이 두 암석의 구분은 입자 와 입자 사이의 접한 경계가 얼마만큼 존재하느냐에 따라서 구분 하고 있다. 8-2- 2 돌로마이 트의 분류 돌로마이트의 분류는 보통 박편 관찰을 통하여 이루어지는데 돌로마이트를 구성하고 있는 결정의 크기와 결정의 형태에 따라 서 분류를 할 수 있다. 돌로마이트 결정의 크기에 따라 세립질, 중립질 및 조립질 돌로마이트로 구분할 수 있으며 세립질은 4µm 이하, 중립질은 4-63µm 까지, 조립질은 63µm 이상의 결정을 일 반적으로 나타낸다. 하지만 조사자에 따라서 10-20µm 를 경계로 세립질과 조립질로 구분되기도 한다. 돌로마이트는 항상 같은 크 기의 결정들로만 이루어진 것이 아니고 다양한 크기의 결정이 함 께 포함될 수 있다. 돌로마이트를 이루는 결정들의 크기가 균일 할 경우에는 unim odal 돌로마이트라고 하며 결정의 크기가 두 개 이상일 경우에는 pol ym odal 돌로마이트라고 한다 (S i ble y와 Gregg , 1987). 돌로마이트 결정의 크기를 조절하는 요인에는 돌 로마이트가 생성되는 과정에서 돌로마이트가 만들어지는 지점의 수 (nucleati on sit e) 와 동력 학적 인 요인 (kin e ti c fac to r s) 이 있다. 특히 동력학적인 요인으로는 돌로마이트가 생성되는 온도 및 돌 로마이트를 생성시키는 속성수의 돌로마이트에 대한 포화도가 주 요한 역할을 한다. 돌로마이트롤 분류하는 또 하나의 조건이 돌로마이트의 결정

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형 태 인데 , 돌로마이 트 결정 의 모양은 크게 자형 (idi o t o p ic 혹은 pla nar) 과 타형 (xenoto p ic 혹은 nonp la nar) 의 두 가지 로 나눌 수 있다. Gre gg와 S i ble y (1984) 는 돌로마이트를 자형과 타형의 두 가지로 구분하고 각각에서 돌로마이트 결정이 분포하는 정도와 분포하는 양상 및 결정의 형태에 따라 여러 타입으로 세분하였다 (그립 8- 4 ). 즉, 자형의 돌로마이트의 경우 자형 -E, 자형 -s, 자 형 -C 및 자형 -P 로 구분하였는데 자형 -E 는 돌로마이트의 결정이 자형을 이루는 경우이며, 자형 -S 는 돌로마이트의 결정이 반자형 (subhedral) 을 이루는 경우이다. 자형 -C 는 자형의 돌로마이트가 공국 내에서 교질물로 발견되는 경우이며 자형 -P 는 자형의 돌로 마이트 결정이 방해석 내에 떠 있는 형태로 발견되는 경우를 말 한다. 타형의 돌로마이트의 경우 세가지로 구분하여 타형 -A, 타 형 -C 및 타형 -P 로 구분하였다. 타형 -A 는 타형의 돌로마이트로 이루어져 있는 암석을 말하며 타형 -C 는 타형의 돌로마이트가 교 질물로서 공국 내에서 성장하는 경우를 말하는데 주로 안장형 돌 로마이 트 (saddle dolomi te 혹은 baroq ue dolomi te) 가 이 에 해 당된 다. 타형 -P 돌로마이트는 타형의 돌로마이트가 석회암 내에 산 재하여 나타나는 경우이다. 이러한 돌로마이트의 분류는 Sib l ey 와 Gre gg(l 987) 에 의하여 다시 재분류되었다. 그들은 역시 돌로 마이트롤 돌로마이트의 결정이 나타나는 형태에 따라 분류를 하 였는데 형태에 따라 크게 세가지로 분류하였다(그립 8-5). 이들 은 타형 (nonp la nar) , 자형 (pla nar-E 혹은 euhedral) 및 반자형 (pla nar-S or subhedral) 이 다. 이 들은 돌로마이 트 분류를 위 한 돌 로마이트 결정의 형태는 돌로마이트 생성시의 온도 및 돌로마이 트를 생성한 속성수의 화학적 조건에 따라 변화한다고 제안하였 · 다.

Nonp la nar: Closely pac ked anhedral

8-2-3 돌로마이트와 석회암이 함께 나타나는 탄산염암의 분류 야외 조사나 박편 관찰시 암석이 돌로마이트와 방해석으로 모

두 이루어져 있는 경우가 발견된다. 야의 조사시에는 돌로마이트 룰 포함하고 있는 암석은 석회암보다 염산 반응을 매우 약하게 하는 것이 특징이다. 돌로마이트와 석회암이 혼재되어 있는 경우 의 탄산염 암의 분류는 Le ig h t on 과 Pendexte r (19 62) 에 의 하여 제 안되었는데, 그들은 돌로마이트, 석회질 돌로마이트 (calcareous dolomi te) , 돌로마이 트질 석 회 암 (dolomi tic lim esto n e) 및 석 회 암 이다(그립 8-6). 돌로마이트와 석회암인 경우에는 각각 돌로마이

불 순 물

트 광물과 방해석이 90% 이상 포함되어 있는 경우를 말하며 석 회질 돌로마이트는 돌로마이트 광물이 50% 이상이고, 나머지 방 해석이 40% 이하 포함되는 경우이다. 돌로마이트질 석회암은 방 해석이 50% 이상이며 돌로마이트 성분이 40% 이내인 경우이다. 이들은 돌로마이트와 방해석 이의에 다른 성분이 암석 내에 포함 되어 있는 경우는 불순(i m p ure) 이라는 접두어를 사용하여 암석을 세분하였다. 8-2-4 쇄설성입자가 탄산염암에 포함되어 있는 경우 탄산염암 내에는 쇄설성입자가 유입되어 함께 쌓임으로써 돌로 마이트와 방해석이 쇄설성입자와 함께 발견되는 경우가 있다. 이 러한 경우 암석을 구성하고 있는 성분의 함량에 따라 암석의 이 름을 다르게 지시할 필요가 있다. 죽 방해석입자가 50% 이상일 경우에는 석회암이라고 칭하며, 돌로마이트가 50% 이상 포함되 어 있는 경우에는 돌로마이트라고 칭한다. 쇄설성입자 중 이질 (mudd y)입자들이 포함되어 있는 경우에는 이질석회암 (ar gil­ laceous lim esto n e) 과 이 질돌로마이 트 (argi al laceous dolomi te) 라고 구분한다. 또한 암석 내에 사질 크기의 입자가 포함되어 있는 경 우에는 이질 대신에 사질 (sand y)이라는 용어를 사용한다. 또한 탄산염암이 돌로마이트, 방해석 및 이질 퇴적물이 모두 포함되어 있는 경우, 방해석 성분이 그 암석의 50% 이상으로 되어 있는 경우에는 석회암이라고 부르고 나머지 성분이 이질 성분과 돌로 마이트 중 어느 성분이 많으냐에 따라서 석회암의 앞에 접두어를 붙이게 된다. 만일 이질 성분이 돌로마이트보다 더 많다면 돌로 마이 트질 이 질석 회 암 (dolomi tic argi al laceous lim esto n e) 이 라고 부 론댜 또한 앞에 서 언급하였듯이 Dunham (19 62) 의 석 회 암 분류

에 이암 (muds t one) 이라는 암석명이 있는데, 이 이암은 쇄설성 암석의 구분에도 사용되는 용어이므로 석회암의 종류로서 이암울 표기하기 위해서는 이암 앞에 석회질이라는 용어를 첨가하여 석 회 질 이 암 (lim e mudsto n e) 이 라고 부르는 것 이 더 바람직 하다. 8-3 탄산염 입 자 (carbonat e gra in s ) 석회암울 이루고 있는 대부분의 입자들은 주로 생물체에 의하 여 만들어지지만 때로는 무기적 침전에 의하여 만들어지기도 하 고, 혹은 이러한 두 가지 복합적인 과정에 의하여 만들어지기도 한다. 예를 들면 우이드와 같은 입자들은 천해의 해수와 탄산칼 슘으로 과포화된 지역에서 주로 무기적으로 생성되는 것으로 알 려져 있다. 또한 우리가 흔히 알고 있는 바닷가의 조개와 같은 경우에는 생물체의 생화학적 작용을 통해 탄산염입자가 탄산염광 물이 되는 경우라고 할 수 있다. 펠렛과 갇은 생물체에 의한 배 설물들로 이루어진 입자들은 무기적 및 유기적 작용에 의하여 동 시에 만들어전다고 할 수 있다. 따라서 탄산영입자를 크게 골격 질 입 자 (skeleta l gra in ) 와 비 골격 질 입 자 (non-skeleta l grai n ) 로 구 분할 수 있다. 골격질이라는 용어는 생물체에 의한 유기적 성인 에 의한 것이고, 비골격질이라고 함은 우이드와 같이 용액으로부 터 무기적으로 침전된 것을 의미한다. 8-3-1 골격 질 입 자 (skelet al gra in s ) 석회암울 이루고 있는 골격질 입자들의 종류와 양은 퇴적물이 쌓였던 지질학적 시간대와 퇴적환경에 많이 관련되어 있다. 그

— MP . \

이유는 생물체가 지질학적인 시간이 경과함에 따라 진화과정을 거치면서 지구상에 분포하였던 종류가 각기 달랐으며, 퇴적환경 에 따라 각 환경에 서식하던 생물체의 종류가 달라지기 때문이 다. 지질학적 시간대에 따라 탄산염 골격질을 만드는 생물들이 석회암 내에 분포하는 양상은 그림 8 - 7 과 같다. 어느 지질학적 시간대에서나 특정 환경 내에서 생물들의 분포는 대개 물의 깊 이, 빛, 온도, 영도 및 물의 혼탁도 등과 같은 환경적인 요인들 에 의하여 지배를 받는다. 탄산염 골격질을 만드는 생물체들은 주로 생존하기 위하여 딱 딱한 각질을 만드는 경우가 대부분이다. 하지만 주로 해수 내에 서 탄산염광물을 생성하는 조류 (al g ae) 의 경우에는 아마도 식물 내에 있는 탄산칼슘을 제거하기 위한 수단으로써 각질을 만드는 것으로 생각된다. 생물체가 탄산칼슘으로 각질을 생성하는 생화 학적 과정에 대하여 많은 연구가 있었으나, 아직도 많은 부분이 잘 알려져 있지 않다. 표 8-2 는 탄산영 각질을 이루고 있는 생물 체들과 그 생물체들이 각각 만들고 있는 탄산영광물들을 나열한 것이다. 대부분의 생물들은 아라고나이트나 방해석의 두 종류 광 물로 각질을 만들고 있는 것을 알 수 있다. 또한 생물의 종류에 따라 방해석 중에서도 고마그네슘방해석이나 저마그네슘방해석으 로 서로 다르게 각질이 형성되고 있으며, 이러한 광물 성분은 생 물의 종류에 따라서 각각 특칭적으로 다르게 침전된다. 죽, 어떤 특정한 생물들은 그 생물에 가장 적합한 고유의 광물을 만들고 있고 이러한 광물의 종류는 과거 지질학적인 시간대 동안 변하지 않았던 것으로 보여전다. 이러한 각질을 만드는 생물들을 현미경 하에서 구분하기 위해서는 보통 생물의 크기, 모양, 고유의 광물 성분, 그리고 그 각질 내의 결정들의 배열에 의하여 형성되는 미 세 구조 (mi cro str _u c tu r e) 를 고려 해 야 한다. 하지 만 박편에 의 한 탄

표 8-2 탄산염 입 자를 생 성 하는 생 물들과 각각의 광물 성 분 (Scholle, P. A. , 1978) . 방해석 종 (Taxon) 아라고나이트 mo!% Mg C 03 아라+고방나해이석트 。 10 20 30 석회조류 홍조류 X X- -- -- - -- - X 노기 __,_츠 T근 T X 코코리스 X 7°T 고o T크 저서성 。 X---- - - -- - X 기u -To T 서o 。 해면동물 0 X· ······· · X 강장동물 St ro mato p o roid • X X ? Mi llep o roid X 사사산호· X 판상산호· X 육사산호 X 팔사산호 。 X· ··· ·· X 태선동물 。 x----- - ---x 。 완족류 。 xx 연체동물 키틴류 X 이매패류 X x---- -- x X 두족류 X x------x X 뿔조개류 X 두족류 X Belemnoid s * X 환형 동물 (serp u lid s ) X X---- ···· ·X X 절족동물 Decap o da X------X 개형충 .. X······ X 따개비 X······ X 삼영충 X 국피동물 X· ·· · ·· ·· · X x =Common O=Rare •멸종된 생물들

표 8-3 탄산염 입자에 많이 나타나는 미세구조와 그들의 특징 (Scoff in, T. P., 1987). 미세구조(영문) 광뭉 성분 개방니콜하에서 교차니콜하에서 예

산염입자의 동정은 항상 2 차원적인 평면 형태만이 관찰되기 때문 에 실제로 3 차원적으로 결정이 배열되어 있는 각질의 정확한 동 정이 때로는 어려운 경우가 많이 있다. 각질의 내부 구조는 대부 분 각질을 이루고 있는 작은 미결정들의 배열에 따라서 좌우된 다. 이러한 미세구조의 주요 종류들은 표 8 - 3 에 정리되어 있다. 각각의 생물들의 각질이 보여주고 있는 다양한 미세구조 들 은 현 생 생물의 각질일 경우에는 쉽게 구별되지만 화석으로서 산 출될 때에는 동정하기가 어려운 경우가 많다. 그 이유는 탄산염광물들 은 속성작용에 매우 민감하기 때문에 탄산염입자가 퇴적된 이후 에 속성작용에 의하여 쉽게 변질을 받아서 조직적으로 원래 각질 의 미세구조를 보존하고 있지 않기 때문이다. 따라서, 우리가 박 편으로부터 탄산영입자를 구별하고자 할 경우에는 조사하려고 하 는 대상 암석의 시대, 암석이 퇴적되었던 퇴적환경 및 각 생물들 의 초기 광물 성분 등을 정확히 파악한 이후에 동정에 들 어가는 것이 바람직하다. 다음에는 탄산염광물을 이루고 있는 여러 생물 둘의 형태와 미세조칙, 생태, 지질학적 분포 시기 및 속성작용에 의한 변질 가능성의 정도를 설명하고자 한다. 특히 골격질 입자 의 미세구조에 대한 자세한 내용은 Maje w ske(1969), Horowi tz 와 Pott er (1971) , Mi llim an 0973) , Bath urst ( 1975) , Scholle (1978) , Flt ige l (1982) , Adams 의 (19 91) 를 참조하기 바란다. 8- 3 -1- 1 유공충 유공충 (Foram i n ife ra) 은 원생동물문에 속하는 하등동물이다. 유공충은 단세포이거나 무세포성이며 대부분의 유공충이 탄산염 광물로 각질을 만들지만, 일부 유공충들은 해수 중에 떠다니는 탄산염입자를 포집하여 각질로 만들기도 한다. 유공충은 내부가 방 (chamber) 으로 이루어져 있으며, 그 방의 크기는 직경이 1mm

부터 10mm 에 이른다. 일부 부유성 유공충 중에는 주위에 떠다 니는 세립질의 탄산염입자들을 유공충 내의 유기물총에 붙여서 각질을 형성하는 것 (a gg lu ti na t ed fo rm) 도 있다. 이러한 유공충은 각질을 만드는 유공충의 가장 원시적인 형태이며, 고생대부터 진 화된 것으로 알려져 있다. 유공충 각질의 구조는 크게 세 가지로 나누어 지 는데 그들은 미 립 질 (mi cro g ran ular) , 자기 질 (po rcella-neous) , 하이 얄린 (hy a lin e ) 구조이 다. 미 립 질 구조를 가전 유공충 들은 주로 방추충과 같은 저서성 유공충이며, 이들은 아주 작은 결정들이 모여서 이루어져 있다. 이들은 또한 방해석 결정들이 방사상의 배열을 가지고 있는 구조들이 두 충 이상으로 이루어져 있 어 서 , 가섬 유상 (ps eudo-fi br ous) 구조를 보여 주기 도 한다. 이 러 한 미립질 구조로 이루어진 유공충둘은 대부분 방해석이나 고마 그네슘방해석으로 이루어져 있지만 일부는 아라고나이트로 이루

그림 8-8 자기질(p orcellaneous) 구조를 보이는 밀리오리드 (m i l i ol i d) 유공

어져 있는 것들도 있다. 자기질 구조를 보여주는 대표적인 종류 인 M ili o li d 는 주로 석호환경에서 많이 서식하던 저서성 유공충 이다(그림 8-8). 하이얄린 구조는 단결정의 고마그네슘방해석이 나 아라고나이트로 이루어져 있거나, 많은 결정의 고마그네슘방 해석으로 이루어져 있다. 하이얄린 구조를 이루고 있는 각질은 교차니콜하에서 파동소광을 보이는데 이것들은 방해석의 결정들 이 섬유상 조직의 배열을 가지고 있어서(그립 8-9 ) , 각각의 결정 둘이 스데 이 지 (sta g e ) 를 돌림 에 따라 차례 로 소광하기 때 문이 다. 유공충의 각질은 두 개 혹은 여러 개의 방으로 이루어져 있다.

訂,.,--`\ · :. ..

그림 8-10 주 상(p r i sma ti c) 구조 를 보여주는 부유성 유공충. 캐롤라인제도

방의 배열은 한 줄, 두 줄 혹은 나선형으로 되어 있기도 하다. 나선형으로 되어 있는 경우에는 하나의 평면을 이루기도 하지만 마치 소라 모양처럼 한쪽으로 뒤툴리며 감기기도 한다. 부유성 유공충들은 주상의 방해석 결정들이 각질의 표면에 수직적으로 배열된 주상구조를 보여준다(그림 8-10). 현생의 저서성과 부유성 유공충은 해저의 표충 퇴적물 속에서 많이 발견된다. 특히, 저서성 유공충은 석호나 암초의 뒷부분, 그리고 대륙봉과 같은 천해환경에서 많이 발견되며 주로 해저의 되적물 위에서 서식한다. 하지만 몇몇 유공충들은 해초나 조류에

붙어서 서식하기도 하고 일부는 암석 내에서 고착된 상태로 살거 나 암초 내의 빈 공간 속에서 서식하기도 한다. 저서성 유공충의 형태에 영향을 미치는 가장 중요한 요인은 온도이다. 수심도 유 공충의 분포에 중요한 영향을 미치는데 그 이유는 유공충이 광합 성 을 하는 조류 (zooxant he llae) 와 공생 을 하기 때 문이 다. 저 서 성 유공충과 부유성 유공충의 분포에 영향을 마치는 또 하나의 요인 은 그들의 먹이이다. 해저 퇴적물에는 주로 200-400m 깊이 이내 에서 저서성 유공충이 발견되며, 그보다 수심이 더 깊은 곳에서 는 부유성 유공충이 주로 발견된다. 부유성 유공충은 대부분 해 수의 표면에서 살고 있지만, 때에 따라서는 1000m 나 되는 깊이 에서 살기도 한다. 일반적으로 부유성 유공충은 해안 근처에서는 아주 적은 양이 살고 있다. 부유성 유공충은 저위도로 갈수록 종 이 아주 다양하게 나타나며 죽은 후 서서히 가라앉아서 심해에 퇴적되는 원양 퇴적물, 죽 연니 (ooze) 의 상당 부분을 차지하기도 한다. 그러 나 탄산영 보상심 도 (carbonat e comp e nsat ion dep th) 아 래에서는 퇴적된 모든 탄산칼슘의 입자가 용해되기 때문에 유공 충을 포함한 어떤 탄산영입자도 발견되지 않는다. 지질학적 시간대에 따라 나타나는 유공충의 분포를 살펴보면 고생대 하부에서는 대부분이 어글루티네이티드 (a gg lu ti na t ed) 형 태나 한 개의 방울 가지고 있는 종들이 발견된다. 여러 개의 방 으로 이루어져 있으며 탄산칼슘울 각질로 만드는 유공충은 데본 기 이후부터 나타난다. 부유성 유공충은 쥬라기에 출현하여 현생 까지 전화되어 왔으며 생충서학적으로 중요한 역할을 한다. 특 히, 원양 퇴적물 내에 포함되는 일부 유공충들은 짧은 지질학적 시간대안에 퇴적물 내에 나타나므로 퇴적물의 연대 측정에 유용 하게 사용되기도 한다. 유공충의 생태와 각질의 산소 동위원소 성분을 이용하여 많은 고해양학적인 해석이 이루어져 왔다.

유공충의 각질은 방으로 이루어져 있지만 각질 자체가 매우 견 고하여 일반적으로 형태가 잘 보존되는 편이다. 저서성 유공충과 부유성 유공충은 모두 방해석으로 이루어져 있다. 저서성 유공충 은 방해석 내의 마그네슘 함량이 다양하게 나타나지만 (0-15 mo!% Mg C 03) , 부유성 유공충은 모두 저 마그네 슘방해 석 (0 一 5 mo!% M g C0 3 ) 으로 이루어져 있다. 따라서 저서성 및 부유성 유 공충의 미세구조는 민물속성작용 동안에 잘 보존되며, 특히 부유 성 유공충의 경우에는 퇴적 당시 각질에 함유되었던 여러 미량원 소 성분이 잘 보존된다. 8- 3 - 1 - 2 연체동물 (mollusca) 연체동물문의 모든 강 (Class) 은 탄산칼슘을 침전시킨다. 흔히 화석으로 많이 나타나는 연체동물문의 강들은 이매패류 (b i valve), 복족류 (ga str o p o d) , 뿔조개 류 (scap h op o d) , 키 틴류 (chit on ) 및 두 족류 (ce p halo p od) 이다. 일반적으로 연체동물의 각질 부분은 세 개 혹은 그 이상의 충들로 이루어진다. 가장 바깥에 있는 충둘은 보통 키틴질로 된 페리오스트라쿰(p er i os t racum) 이며 안쪽 충들 은 2 ~ 3% 의 유기물을 포함하는 탄산염광물로 이루어져 있다. 연 체동물에서 일반적으로 발견되는 미세구조들은 아래와 같다. 연 체동물의 미세구조에 관한 더 자세한 설명은 Tay lo r 의 (1969) 에 있다. 슝 벽 돌상 (nacreous) 미 세 구조 벽돌상 미세구조는 아라고나이트로 이루어져 있다. 일반적으로 lµm 보다 작은 두께를 가진 판상의 결정으로 이루어져 있으며 결정 사이에는 유기물이 존재한다. 각 결정의 모양은 평면상에서 는 다각형의 모양을 가지며 측면에서는 직사각형 모양을 띤다(그

립 8-11). 화석으로 나타나는 경우에는 유기물이 분해되어 벽돌 모양의 아라고나이트의 결정들이 충충이 쌓여 있는 형태로 발견 된다(그림 8-12). © 주상(p r i sma ti c) 미세구조 주상 미세구조는 아라고나이트나 방해석으로 되어 있다. 각주 (p r i sm) 들은 일반적으로 각질 표면에 직각 방향으로 존재하며, 각주 사이에 유기물이 존재한다. 방해석으로 이루어진 주상 구조 는 결정이 단결정으로 이루어져 있으나(그립 8- 13 , 8- 14 , 8- 15 ) 아라고나이트로 이루어전 것은 각주 내에 여러 아라고나이트의

리옐 A 。 ( n|Il l l 。 r a me ar `.,의 '\ 유 J 몸

그림 8 기 2 중생대 백악기 연체동물 내에 보존된 아라고나이트질 벽돌상

그림 8-13 연체동물 내에 나타나는 방해석으로 이루어진 주상(pri sma tic)

\二

그림 8-15 루디스트 (rud i s t) 이매패류 내에 나타나는 방해석 주상(p r i s ­

아결정 (subcr y s t al) 들이 구과상 구조를 이룬다(그림 8-16, 8-17). © 균일 (homog e neous) 미세구조 이 미세구조는 크기가 작은 아라고나이트의 결정으로 이루어져 있다. 결정의 크기가 매우 작아서 편광 현미경으로 관찰하면 각 각의 결정을 인지하기가 어렵고 특정한 구조를 보여주고 있지는 않으나 교차니콜하에서는 스데이지를 돌립에 따라 파동소광이 관 찰된다.

X f~ rlom) 사이의 유기 물

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앙 영상(fo l i a t ed) 미세구조 염상 미세구조는 방해석으로 된 편상 모양의 결정들이 조개의 표면에 거의 평행하게 배열되어 있다(그림 8-18). 연체동물 중에 서 이매패류인 굴 (o y s t er) 등에서 흔히 관찰되며 (그림 8-19) 완족 류들도 이 구조를 보여준다. @ 입 자상 (grai n e d) 미 세 구조 입자상 미세구조는 방해석이나 아라고나이트로 이루어져 있으 며 각각의 입자들의 광축이 불규칙적인 방향을 보여주는 것이 특

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그림 8-19 연체동물 내에 나타나는 영상(foli a t ed) 미세구조의 주사전자

1 차 라 멜 (lameII) 2 차 라 엘을 싱성하는 결정들

징이다. 따라서 스데이지 를 돌림에 따라 입자들이 무질서적으로 소광을 일으킨다. ® 사박충 (crossed - lamellar) 미세구조 이 구조는 아라고나이트로만 이루어진 구조이다. 이 구조는 첫 번째 박충 (1s t order lamel) , 두번째 박충 (2nd order lamel) 및 세 번째 박충 (3rd order lamel) 으로 이루어져 있다(그립 8-20). 두번 째 박충은 각질의 표면에 거의 직각방향으로 배열되어 있으며 세 번째 박충의 결정들은 두번째 박충의 경계면에서 서로 사교하는 것 이 특칭 이 다 (그림 8-21 . 8-22) .

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그림 8-22 연체동물 내에 나타나는 사박충 (crossed-lamellar) 미세구조의

그림 8-23 연 체 동 물 내에 나타나는 혼 합사박 충 (com p lex crossed- la me!-

® 혼합 사박충 (com p lex crossed- la mellar) 미세구조 아 구조는 사박충 미세구조와 비슷하지만 두번째 박충 내의 결 정 들의 배 열 방향이 불규칙 하다 (그림 8-23, 8-24) . 이 미 세 구조도 아라고나이트로만 이루어져 있다. @ M y os t racal 층 이 충은 근육 (muscle) 이 붙어 있던 곳에 위치하는 아라고나이 트로 이루어진 충이다. 이 충은 방해석이나 아라고나이트로 이루

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어전 모든 조개의 근육이 붙어있는 부분에는 항상 존재하며 방해 석으로 이루어진 조개라 할지라도 이 충만은 아라고나이트로 이 루어전 것이 특징이다. 이 충은 각질의 측면에서 관찰하면 주 상 구조를 보여준다. ® 이매패류 이 매 패류 (B i valv i a) 는 천해 환경 에 서 탄산염 광물을 만드는 저 서 성 생물 중에서 가장 중요한 동물 중의 하나이다. 이매패류의 각 질의 크기는 작게는 10mm 부터 크게는 10cm 까지의 직경에 이론 다. 이매패류는 두 개의 각질이 이빨 모양의 부분 (h i n g e) 에 의하

여 연결되어 있으며, 패류 내의 맨틀이라는 곳에서는 패류가 홉 입 한 해 수로부터 생 화학적 으로 걸 러 진 용액 (extr a p a ll ial flui d ) 에 서 탄산칼슘을 농축시킨 후 각질을 만드는 것으로 알려져 있다. 이매패류들은 대부분이 아라고나이트로 이루어져 있으나 방해석 으로 이루어진 것도 존재한다. 대부분의 이매패류의 각질 부분은 벽돌상과 사박충 미세구조로 이루어져 있다. 굴조개는 방해석으 로 이루어전 이매패류의 하나이며 M g 2 + 의 함량이 매우 낮은(0 -1 mo!% Mg C OJ ) 저마그네슘방해석으로 이루어져 있고 영상 미세 구조 를 보여준다. 이매패류 중 아라고나이트와 방해석 두 가지로 이루어진 것도 있는데, 이 경우는 바깥충이 흔히 주상구조나 엽 상 미세구조로 되어 있고, 내부의 충은 벽돌상 구조나 영리상 구 조로 되어 있는 것이 일반적이다. 또한 현생 이매패류를 박편을 통해 관찰하면 선상으로 유기물충이 많이 발견되는데 이러한 유 기물충은 주로 성장선을 나타내며 여름철과 같이 각질이 많이 성 장할 때는 유기물이 거의 포함되지 않으나, 겨울에는 성장의 속 도가 늦추어지면서 유기물이 농축되어 성장선을 잘 보여주게 된다. 대부분의 이매패류는 해양성이다. 이매패류는 보통 퇴적물 위 에서 혹은 다양한 깊이의 퇴적물 속에서 살고 있다. 일부 홍합과 같은 이매패류는 해안 부근의 암석에 붙어서 살기도 하며, 드물 기는 하지만 일부 이매패류는 바위나 석회암을 파고 들어가 그 속에서 살기도 한다. 가리비 조개들은 수영을 하면서 살기도 한 다. 이매패류는 저위도에서 고위도에 이르기까지 넓은 기후대에 걸쳐서 분포하고 있다. 일반적으로 물의 요동이 심한 곳일수록 각질의 두께가 두꺼워진다. 암석내의 기록을 살펴보면 이매패류 는 캠브리아기 암석에서부터 나타난다. 하지만 캠브리아기의 천 해에서 발견되는 이매패류는 완족류에 비하여 매우 적은 양이 발 견된다. 고생대 전반에 걸쳐 천해에서 쌓인 석회암 내에는 완족

류가 많이 발견되지만 쥬라기 이후부터는 대부분 이매패류가 발 견되고 있다. 중생대 백악기에는 루디스트 (rud i s t)라고 불리는 이 매패류가 암초를 형성하고 있었다. 루디스트 이매패류는 백악기 말에 멸종되었으나, 한창 번성할 당시에는 크기가 수 m 에 달하는 커다란 각질을 보이기도 하였다. 이매패류는 각질이 매우 견고하 여 그 형태가 암석 내에 잘 보존되는 편이다. 이매패류는 아라고 나이트나 방해석 혹은 두 개의 광물 모두로 되어 있기 때문에 원 래 광물 성분에 따라 보존 상태에 많은 차이룰 보이게 된다. 즉, 아라고나이트로 이루어전 패류는 주로 형태는 보존되나 내부는 모두 용해되어 그 용해된 부분이 방해석 교질물로 채워져 있거나 혹은 방해석으로 치환된 상태로 발견된다. 하지만, 방해석으로 이루어진 이매패류는 방해석의 미세구조가 잘 보존되어 있으며 고생대 석회암 내에서 발견되는 이매패류조차도 퇴적된 후에 거 치는 속성작용에 변질을 거의 받지 않고 보존된 경우가 있다. ®복족류

탄산염퇴적물이 많이 쌓이는 열대 및 아열대 지역에 서식하는 복 족류는 퇴적물을 섭취한 후 배설물을 배설하는데, 이 배설물 내 에는 많은 양의 탄산칼슘이 존재하며 내부에서 교질작용이 일어 나서 곧 준고화 상태가 된다. 일부 복족류는 고화되지 않은 퇴적 물이나 고화된 석회암을 뚫고 들어가기도 한다. 많은 복족류들의 각질은 흔히 홍조류에 의해 덮여 있다. 특히 우리나라 해안에서 는 많은 복족류들이 홍조류에 덮여 있는 것이 발견된다. 테 러 포드 (Pt er op o d) 는 복족류의 아강 (subclass) 에 속한다. 그들 은 부유성이며 얇은 아라고나이트 각질을 만든다. 이 아라고나이 트로 이루어전 각질은 균일 미세구조를 가지고 있으며 모양은 뿔 형이다• 이들은 열대와 아열대 지역의 심해에 주로 살고 있으며 원양 퇴적물 내에 포함되어 있다. 이들의 각질이 아라고나이트로 이루어져 있기 때문에 퇴적 후 대부분이 용해되며 탄산영 보상심 도보다 얕은 깊이에서만 보존된다. 복족류는 오르도비스기부터 나타나기 시작하여 신생대 3 기에 이르러 많은 종이 진화하였다. 비록 대부분의 복족류는 천해에서 살지만 석회암을 이루는 주요 구성 요소는 아니다. 복족류는 아라고나이트로 이루어져 있기 때문에 민물속성작용 을 받는 동안에 보존되기 어렵다. 변질된 경우, 방해석으로 치환 이 되어 있거나, 각질이 용해된 후 몰드가 방해석 교질물로 충전 되어 나타난다. 하지만, 박편 관찰시는 그들의 형태가 특이하기 때문에 쉽게 인지될 수 있다. ®뿔조개류 뿔조개 류 (Sca p ho p oda) 는 원뿔 모양을 하고 있으며 끝부분이 휘어 있다. 뿔조개류의 각질은 보통 수 cm 의 길이와 수 mm 의 두 께를 갖는다. 각질 부분은 모두 아라고나이트로 되어 있으며 사

박충 미세구조를 가지고 있다. 각질 내에는 m i os t racum 충이 있 으며 이 충은 주상의 아라고나이트로 되어 있다. 뿔조개류는 실 루리아기부터 현생에 이르기까지의 사질 및 이질 천해퇴적물 내 에서 발견된다. 중생대와 신생대의 일부 이질퇴적물 속에서 많이 발견되는 경우도 있지만, 뿔조개류는 석회암울 이루는 주요한 입 자는 되지 못하며 생충서적으로도 많이 이용되지 않는 화석이다. 우리나라에서는 포항 부근의 제 3 기 퇴적층과 제주도 서귀포충에 서 많이 산출된다. ® 키틴류 키 틴류 (Polyp la cop h ora 혹은 chit on ) 는 하부 고생 대 오르도비 스 기부터 발견되는 원시적인 동물들로서 여덟 개의 얇은 판들이 연 결되어 각질을 이루고 있다. 키틴류는 다리가 있어서 빠르게 움 직일 수 있으며, 주로 조간대 지역의 암석 표면에 붙어서 많아 살고 있다. 각질은 아라고나이트로 이루어져 있고 일반적으로 네 개의 충을 가지고 있다. 키틴류는 오르도비스기부터 현생까지 존 재하지만 석회암 내에서는 아주 드물게 발견된다. ®두족류 두족류 (Ceph alop o da) 는 한 개 의 각질로 이 루어 져 있으며 각질 부분이 현생 두족류의 경우에는 대부분 내부에 존재하지만 과거 에는 두족류가 이매패류나 복족류와 갇이 각질을 만들어 생물체 의 보호 수단으로 사용한 것으로 보인다. 각질 부분은 일반적으 로 아라고나이트로 이루어져 있다 . 화석으로 나타나는 두족류의 경우 각질은 여러 개의 방 (se pt a walls) 으로 나누어져 있으며 각 방들은 사이펀클 (s ip huncle) 로 연결되어 있다. 두족류는 각질 내 부에서 아마도 가스를 생성하여 부력을 유지하여 떠다녔울 것으

로 생각된다. 두족류의 각질의 크기는 직경이 20-200mm 정도이 고 중생대의 원양퇴적물에 상당량이 포함되어 있기도 하다. 노틸로이드 (Nau ti lo i d) 의 각질은 코일식으로 감겨 있거나 직선 형이며 세 충으로 이루어져 있다. 노틸로이드는 자유롭게 수영을 하며 고생대 하부의 캠브리아기부터 현생에 이르기까지 나타난 다. 하지만 석회암 내에서의 주요한 구성 입자로 간주되지는 않 는다. 우리나라 하부 고생대 오르도비스기 석회암충 내에서 발견 되기도 한다. 암모나이 트 (Ammonit e) 는 고생 대 실루리 아기 로부터 진화되 어 중생대 백악기에 멸종되었다. 각질은 아라고나이트로 되어 있고 바깥충은 세립의 주상 구조 를 보여주며 안쪽충은 벽돌상 미세구 조를 보여주고 있다. 밸렘나이트(B elemn it e) 는 석탄기 후기부터 신생대 3 기 초까지 분포한다. 그러나 삼첩기 이전의 석회암에서는 거의 발견되지 않 고 있다. 각질 부분은 현재 방해석으로 되어 있으나 원래는 아라 고나이트로 되어 있었을 것으로 생각된다. Rostr u m 부분만이 유일하게 방해석이었던 것으로 생각된다. 8- 3 -1-3 완족류 완족류 (Brach i o p oda) 는 두 개의 패각으로 이루어진 해양성 동 물로 어 석회질로 되어 있거나 혹은 키틴질로 이루어져 있다. 직 경은 대부분이 100mm 이하이며 크게 두 종류로 나뉜다. 첫번째 종류는 Inar tic ula t a 이 며 이들은 힌지 (hin g e) 구조가 없고 주로 인산칼슘으로 이루어져 있다. 두번째 종류는 Ar tic ula t a 이며 이 둘은 힌지구조를 가지고 있고, 저마그네슘방해석 (0 - 7mol% M g C03) 으로 이루어져 있다. 현생 완족류는 세 개의 총으로 이 루어져 있다. 가장 바깥의 충은 이매패류의 경우와 같이 페리오

스트라쿰으로 불리는 키틴질충이다. 페리오스트라쿰 안쪽에 탄산 칼슘으로 이루어져 있는 두 개의 충 중 바깥충은 패류의 표면에 수직으로 배열되어 있는 작은 섬유상의 결정들로 주상구조를 이 루고 있으며 안쪽 충은 영리상 미세구조 를 보여준다. 완족류의 각질 내에는 칙경이 약 lOOµm 정도되는 평티 (p unc t ae) 가 포함되 어 있기도 한데 펑티의 존재 유무에 따라, 또는 펑티가 각질 내 에서 어떠한 방향으로 배열되어 있는가에 따라 세 가지로 분류된 다. 첫번째는 펑티가 없는 것으로 임평데이트(i m p unc t a t e) 완족

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이르기까지 살고 있다. 그들은 주로 얕은 바다의 암초 내에 존재 하는 공간에서 서식한다. 고생대에는 완족류가 주로 천해환경에 대부분 서식하고 있었다. 하지만 현생의 천해환경에서는 대부분 이매패류가 서석하고 있다. 아마도 완족류는 천해환경에서 이매 패류와의 경쟁에서 패함으로써 심해로 밀려난 것으로 생각된다. 모든 완족류는 딱딱한 기저에 페디클(p ed i cle) 이라는 기관을 이용 하여 몸체를 고정 시 켜 놓음으로써 고착성 생 활을 한다. 완족류는 캠브리아기부터 현생에 이르기까지 분포하고 있다. 대부분의 완족류의 수는 중생대 이후에 급격히 줄어 들었으며,

종의 수도 페름기 이후에 많이 줄어들었다. 완족류의 각질은 일반적으로 부서지지 않고 원형이 잘 보존되 어 있다. 이매패류와는 달리 완족류는 근육질의 리가멘트 (lig amen t)로 각질을 열고 닫는다. 따라서 일반적으로 이매패류 가 죽으면 두 개의 각질이 분리되어 따로따로 발견되지만 완족류 의 경우에는 대부분이 양패류가 붙어서 발견된다. 완족류는 각질 을 아루는 광물 성분이 저마그네슘방해석이기 때문에 속성작용의 영향을 매우 적게 받으며, 일반적으로 속성작용을 거치더라도 완 족류의 고유 광물 성분인 저마그네슘방해석 성분과 영상구조가 잘 보존된다. 따라서, 완족류는 어느 시대를 막론하고 석회암 내 에서 인지하기가 매우 용이하며 고해양학을 연구하기 위한 좋은 대상이 되고 있다. 8-3-1- 4 극피류 극피류(E ch i noderma t a) 는 다섯 종류의 살아 있는 그룹들이 있 다. 그들은 성게류, 불가사리류, 브리틀스타류 (br itt le sta r ), 해 백합류 및 해삼류이다. 또한 멸종된 종들로서 불라스토이드 (blasto i d s ) 와 시 스토이 드 (cy st o i d s ) 가 있 다. 극피 류는 사는 형 태 에 따라 두 개의 종류로 구분되기도 한다. 한 그룹은 펠마토조아 (Pelma t ozoa) 로 주로 해저에 고착 생활을 하고 있는 그룹이고, 다른 한 그룹은 엘루테로조아 (Eleu t herozoa) 이며 이들은 수영을 하면서 살고 있는 그룹이다. 극피류의 탄산염 각질 부분은 조간 대 지역에서 심해까지 발견되며 현생 퇴적물 내에 10% 마만으로 아주 소량이 포함되지만 과거 지질학적 시간대에는 많은 양이 퇴 적물에 포함되어 있으며, 특히 고생대 지층 내에서는 많은 양이 발견된다. 극피류의 각질은 주로 고마그네슘방해석 (0-15mol% M g C03) 으로 이루어져 있으며 각질은 다공질로서 많은 공극을

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가지고 있다(그립 8-28). 이러한 공국의 크기는 직경이 대체로 25 µm 정도이다. 극피류의 각질은 단결정 미세구조 (s i n g le crys t a l mi cro str u i: tur e) 로 이루어져 있어서 교차니콜하에서 직소 광을 보여 준다 (그립 8-2 8 ) . 펠마토조아, 시스토이드 및 불라스토이드 타입은 극피류 중 원 시적인 형태로서 퇴적물의 기저에 고착되어 있는 부분은 캘릭스 (cal yx) 라고 부르며, 캘릭스는 불규칙적으로 배열되어 있는 탄산 염 각질 의 판 들 로 이루어져 있다. 이 캘릭스 위는 스템 (s t em) 이 라고 불 리 는 마 치 줄기 모양의 것으로 되어 있다. 특히 해백합류

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들은 스템이 각각 여러 개의 조각으로 이루어져 있다. 이러한 각 각의 조각들은 드롭프스 모양을 보이며 일반적으로 안쪽은 비어 있으며 조각들 사이는 유기물로 연결되어 있다(그림 8~2 9 ). 펠마 토조아 극피류들은 캠브리아기부터 석탄기까지 주로 나타난다. 불라스토이드는 아마도 시스토이드로부터 진화되었을 것으로 생 각되며 오르도비스기에서 페름기까지 분포한다. 해백합류는 고생 대의 천해 퇴적물에서 많이 발견되며 미시시피가(석탄기의 전반부 로 미국에서는 석탄기를 미시시피기와 펜실베니아기로 나누고 있음) 의 것은 천해의 암초로 이루어진 석회암 내에서 많이 발견된다. 중생대의 부유성 해백합류는 원양성퇴적물에서 발견되기도 한다. 엘루테로조아 극피류는 성게와 같이 자유롭게 움직이면서 살고 있는 형태이다. 성게류는 흔히 구형 내지 타원체의 모양으로 이 루어져 있으며 큰 것들은 직경이 10cm 이상 되는 것들도 있고, 각질의 표면 부분에는 많은 침둘이 붙어 있다. 현생 성게들은 사 질퇴적물 속에서 서식하거나 혹은 암석 주위에서 서식하는데 특 히 암석 주위에서 서식하는 것들은 암석 내에 구멍을 파고 그 속 에서 보통 살고 있다. 따라서 이러한 성게류들은 실제로 석회암 을 침식시키는 역할을 하기도 한다. 성게류는 고생대 오르도비스 기부터 현생에 이르기까지 발견된다. 불가사리류와 브리틀스타류 (brit tle sta r ) 는 별 모양으로 생 겼으며 , 몸체 에 는 다섯 개 혹은 5 배 수만큼의 팔둘이 붙어 있다. 각질 내의 탄산칼슘의 함량은 다른 극피류보다 매우 적은 편이다. 불가사리류는 주로 사질퇴적물 내 에 많이 서식하며 브리틀스타류는 암석으로 이루어전 기저를 선 호하는 편이다. 이들은 하부 오르도비스기부터 현생에 이르기까 지 발견되지만 석회암에서는 극히 소량만이 발견된다. 해삼류는 그 자체가 탄산칼슘의 각질을 만들지는 않지만 그 몸체 내에 크 기 가 0. 25~0. 5mm 정 도 되 는 스크러 라이 트 (sclerite ) 라는 침 같이

..... ,. 안 K. 土

생긴 것들이 포함되어 있다. 이러한 스크러라이트는 방해석의 단 결정으로 이루어져 있으며 후크, 맞, 별 혹은 바퀴 모양 등 여러 가지 형태를 띤다. 이러한 스크러라이트는 세립질로 이루어진 석 회암 내에 일부 포함되어 있다. 극피류는 죽은 후에 대부분 오시클 (oss i cle) 과 몸체를 보호하고 있던 각질이 분해되어 조각 상태로서 퇴적물 내에서 많이 발전된 다. 각질은 고마그네슘방해석으로 되어 있기 때문에 민물속성작 용을 받으면 곧 안정된 상태의 저마그네슘방해석으로 변하게 된 다. 하지만, 원래의 광물 성분이 방해석으로 이루어져 있으므로 속성작용을 거치는 동안 조직적으로 큰 변화 를 일으키지는 않는 다. 따라서 현생의 극피류와 마찬가지로 화석의 극피류 들 도 단결 정 미세구조를 보이고 있다(그림 8-3 0 ). 단지` 화 석 으로 나타나 는 것들은 각질 안에 많은 공국들이 방해석교질물로 충전 되어 있 는 상태로 발견된다. 특히, 민물속성작용시에 는 등축과성장 (sy n ta x ia l overgr ow t h) 이 라는 속성 산물이 극피 류 조각의 주 위 에 흔히 발견된다(그림 8-30). 이들은 현미경의 스테이지 를 돌림에 따라 극피류와 동시에 소광을 일으키므로 극피류 조각을 이루고 있는 방해석과 같은 광축을 가전 결정이 성장한 것으로 생각된 다. 이러한 등축성장은 민물포화대 속성환경에서 만 들 어지는 속 성 산물 중의 하나로 알려져 있다. 8-3-1-5 태선동물 태선동물(B r y ozoa) 문은 해저에 붙어 사는 고착성 동물로서 해 양환경에만 주로 서식하고 있다. 일부는 민물에서 서식하는 것도 있지만 이들은 극소수이다. 태선동물은 대부분이 군집생활을 하 며 한 개체의 크기는 직경이 1mm 부터 수 cm 까지 매우 다양하 다. 태선동물은 주로 딱딱한 기저에 붙어서 살고 있으며 두 가지

그림 8-31 태 선동물의 박편 사진으로 마치 창문이 불규칙 하게 연 결되 어 있

의 형태 를 보여 준다. 하나는 판상으로 기저를 덮는 형태로 서식 하 는 종들이며, 다른 한 종류는 가지상으로 나타나는 종류이다. 군집 생활을 하는 이러한 태선동물의 각각의 개체들은 그 몸체의 벽 을 만드는데 이 것을 쥬에 시 아 (zooe ci a) 라고 한다. 따라서 태 선 동물이 보여주는 전형적인 형태는 쥬에시아가 서로 연결되어 마 치 창문이 연결되어 있는 것을 연상하게 하는 구조로서 횡단면에 서 볼 수 있다(그림 8-3 1 ). 개체와 개체 사이의 벽둘은 대부분 방해석으로 이루어져 있고 영상 미세구조를 보여준다(그림 8-32). 박편하에서 태선동물을 보면 쥬에시아의 배열과 동물이

살고 있던 튜브형의 공간이 다양한 형태로 나타나며, 종단면에서 각 개체들이 성장면에 따라 평행하게 배열되어 있는 특징을 가지 기 때문에 쉽게 구별된다. 각 방들의 크기는 산호 (5 - lOmm) 가 살 고 있던 공간보다는 작으나, 석회조류 중 홍조류 (0.01-0.1mm) 의 조직 내의 공간보다는 크다. 태선동물은 고착성이므로 이들의 분포는 주로 기질의 종류, 퇴 적속도, 영도 및 해수의 온도에 의하여 많은 영향을 받는다. 이 둘의 모양은 지역적으로 많이 달라지는데 주로 그들이 살고 있는 지역의 물의 운동량에 따라서 다양하게 변화한다. 즉, 판상 혹은

그림 8-32 태선동물에 나타나는 영상(fo l i a t ed) 미세구조• 오르도비스기.

괴상으로 자라는 것들은 물의 요동이 심한 환경을 지시하고 가지 상으로 자란 형태는 물의 요동이 적은 지역에서 살았던 것을 나 타낸다. 현생 태선동물은 주로 열대와 온대 지방의 대륙붕 지역 에서 서식하고 있다. 따라서 아둘의 각질 부분은 열대 및 아열대 지역에 분포하는 탄산영퇴적물의 수%밖에는 되지 않는다. 하지 만 일부 온대 지역의, 수심이 30-lOOm 사이인 곳의 퇴적물 내에 서 태선동물의 조각이 많이 보고되어 있기도 하다. 태선동물은 그 종류에 따라서 나타나는 지질학적 시간대가 매 우 다양하다. 각 종류에 따라 오르도비스기, 실루리아기, 석탄기 와 페름기 등 시기마다 많이 발견되는 정도가 다르다. 특히, 초 기 고생대에는 태선동물이 암초를 이루는 골격체로서 중요한 역 할을 하였다. 태선동물은 그 형태에 따라서 보존 상태가 매우 다양하다. 죽 괴상과 쉬트상으로 덮이는 형태들은 의부의 저항에 매우 강하여 퇴적된 이후에도 그 모양이 잘 보존되지만 가지상으로 나타나는 것들은 물리적인 충격에 약하기 때문에 조각 상태로 많이 보존된 다. 태선동물은 초기 광물 성분이 방해석으로 되어 있기 때문에 속성작용에 변질을 잘 받지 않고 영리상 미세구조도 찰 보존된다. 8-3-1-6 강장동물 강장동물 (Cn i dar i a) 의 대표적인 것들은 하이드로이드 (h y dro i d), 해 파리 , 시 아네 모네 (sea anemone) , 그리 고 산호 등과 같은 동물 둘로서 주로 해저에서 서식하며, 해안환경부터 심해환경에 이르 기까지 매우 다양한 환경에서 살고 있다 . 강장동물은 크게 두 가 지 종류가 있는데, 하나는 주로 딱딱한 기질에 고착되어 있는 상 태로 살고 있는 실린더 모양의 폴립(p ol yp) 형태이고, 다른 하나 는 메두사 (medusa) 로서 자유롭게 수영을 하며 서식하는 형태이

그림 8-33 바하마제도의 산호초 부근에서 자라고 있는 박스웍 (boxwork)

다. 강장동물의 아문 (subp h y lu m) 인 안토조아 (Anth o zoa) 는 폴립 의 형 태로 주로 나타나며 , 아문 메 두소조아 (Medusozoa) 는 메 두 사 형태 또는 메두사와 폴립의 두 가지 형태로 나타난다. 폴립 형태로서 나타나는 것들은 주로 탄산염 각질을 생성한다. 천해에 서식하는 많은 산호들은 단세포로 이루어져 있는 식물 (zooxanth e llae) 과 공생 하기 때 문에 빛 의 영 향을 받는 천해 에 서 서식할 수밖에 없다. 강장동물 중 탄산칼슘의 각질을 만드는 것 들은 하이 드로조아 (Hy d rozoa 혹은 Medusozoa) 강, 알시 오나리 아

(Alcy o naria ) 강 및 조안타리 아 (Zoant h aria 혹은 Ant h ozoa) 강이 다. ® 하이드로조아 하이 드로조아 (Hyd rozoa) 에 는 두 개 의 목 (order) 이 있는데 이 들 은 밀레포리데 (M i lle p or i dae) 와 스틸라스테리데 (S ty las t er i dae) 이 다. 밀레포리데는 식물과 공생을 하며 열대 지방의 천해에 주로 서식하고 특히 산호초에 많이 분포하고 있다. 이들은 아라고나이 트로 이루어져 있으며 기저를 뒤덮는 판상으로부터 박스웍 (box­ work) 에 이르기까지 다양한 형태로 이루어져 있다(그림 8-33). 스틸라스테리데는 식물체와 공생을 하지 않기 때문에 다양한 수 심과 위도에 분포하고 있다. 이들도 아라고나이트로 되어 있으며 수온이 3°C 이상인 곳에 분포한다. 하지만, 수온이 낮은 곳에서 는 부분적으로 방해석으로 이루어져 있기도 하고, 종류에 따라서 는 모든 각질이 방해석으로 이루어져 있기도 하다. ® 알시오나리아 알시 오나리 아 (Alcy o naria ) 는 일 명 팔사산호 (Oct ac orall ia) 라고 불린다. 알시오나리아는 일반 사람들에게는 흔히 연산호라고 불 리는데(그립 8-34), 산호 자체가 탄산칼슘으로 각질을 이루는 것 이 아니라 체내에 스클레라이트 (scler it e) 라고 불리는 침과 같은 형태가 포함된다. 이 스쿨레라이트는 방해석으로 이루어져 있으 며, 이들은 체내에 일부 포함되어 있고 형태가 다양하므로 이둘 의 형태로 팔사산호의 종류를 구별하기는 매우 힘들다. 또한 이 러한 스클레라이트는 석회암 내에 극히 일부가 포함되어 있기 때 문에 석회암 내에서 매우 드물게 발견된다. 팔사산호의 스클레라 이트는 약 8mol% M g C03 를 함유하는 방해석으로 이루어져 있 다. 마그네슘의 농도는 깊이에 따라 달라지며 일반적으로 수심이

그림 8-34 현생 암초 부근에서 서식하는 알시오나리아 (Alc y onar i a). 바하

그림 8-35 현생 암초 (ree f) 를 이루고 있는 스클레락티니아 (Sclerac ti n i a)

깊어지는 곳에서 발견되는 팔사산호일수록 적은 양의 마그네슘울 포함한다. ® 조안타리아 조안타리 아 (Zoanth a ria ) 는 크게 네 가지 의 종류가 석 회 암에 서 발견된다. 스클레락티니아 (Sclerac ti n i a : 일명 육사산호라고도 불 립)는 삼첩기부터 현생까지 발견되며, 헤데로코랄리아(H e t eroco­ ra lli a) 는 두 개의 속만이 알려져 있는데 이들은 데본기에서 석탄 기까지 분포하고 있다. 루고사 (Ru g osa) 는 오르도비스기에서 페

름기에 걸쳐 발견되며 타불라타 (Tabula t a) 는 오르도비스기에서 페름기까지 발견된다. 이들 중 스클레락티니아가 현생 산호의 대부분을 차지하고 있 으며, 이들은 대부분이 군집 생활을 하고 있다. 각질은 아라고나 이트로 이루어져 있으며 현생 산호초의 주요한 구성 요소 중의 하나이다(그림 8-35). 군집 생활을 하는 스클레락티니아는 여러 개의 폴립으로 이루어져 있으며, 이 폴립은 여섯 개 혹은 6 의 배 수만큼 동심원상의 작은 방둘로 나뉘어져 있다. 이러한 방들은 폴립의 바깥쪽부터 안쪽으로 뻗어 있는 벽으로 나뉘어져 있으며

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이 벽을 셉타 (se pt a) 라고 부른다. 아라고나이트의 섬유질 구조로 이루어져 있는 각질은 트라베클레 (Trabeculae) 충이라 불리며, 각 각의 트라베클레는 여러 개의 페시클(fa s ci cle) 로 이루어져 있다. 각각의 페시클은 구과상 구조를 보여주는 작은 섬유상(fi brous) 의 아라고나이트 절정들로 이루어져 있다(그림 8- 3 6). 루고사는 방해석으로 이루어져 있으며 개체 생활 혹은 군집 생 활을 하는 것으로 알려져 있다. 각각의 코랄라이트 (corall it e) 는 셉타 를 가지고 있으며 이 셉타는 네 개 혹은 그 배수만큼의 수로 이루어진다. 따라서 루고사는 일명 사사산호라고도 불린다. 셉타 내에는 스클레락타니아와 마찬가지로 트라베클레가 있고 트라베 클레는 방해석의 섬유질 결정으로 이루어져 있다(그림 8-37). 판 상산호는 군집생활을 하는 산호이며 각각의 코랄라이트 개체는 방해석으로 이루어진 섬유질 미세구조로 되어 있으며, 이러한 미 세구조는 루고사와 매우 비슷하다. 산호는 일반적으로 현생환경에서는 열대 지방의 천해에 서식하 고 있고, 다른 생물체들과 함께 암초를 형성한다. 이러한 암초는 파랑의 영향에 견디어낼 수 있을 만큼 견고하다. 현재 암초를 이 루고 있는 산호들은 대부분이 군집생활을 하고 있으며 서식 환경 과 종류에 따라 여러 가지 형태를 보여주고 있다. 이들에는 괴상 (massive) , 덮개 상 (encrusti ng ) , 도움상 (dome) , 판가지 상 (pla ty branch) 등이 있다. 이러한 형태는 각각 산호의 종류에 따라 달 라지기도 하고 또 물의 요동과 같은 에너지의 상태에 따라 다양 해지기도 한다. 일부 스클레락티니아 산호는 수심 1000m 까지 분 포하기도 하며, 고위도 지역에서 서식하는 종도 있다. 이들은 개 . 체 생활이나 군집 생활을 하지만 식물과 공생을 하지 않는 것이 특징이다. 산호는 중생대의 일부와 신생대의 암초를 형성하는 주 요한 동물로서 알려져 있고, 특히 고생대의 오르도비스기에서 실

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찰 보존하고 있다. 우리나라에서는 동해안에 알시오나리아가 많 이 분포하고 있으며 제주도에서는 스클레락티니아 산호도 보고된 바 있다. 8-3-1- 7 해면동물 해면동물 (Por if era) 은 몸체가 다공질이며 군집 생활을 하고 있 다. 보통 해양환경에서 고착성으로 서식하고 있으며 일부는 담수 환경에서도 발견된다. 해면동물의 크기는 수 cm 에서 수 m 에 이르 기까지 아주 다양하며, 그 형태도 항아리 모양으로부터 아주 다 양하게 불규칙적인 모양을 보여준다. 해면동물은 두 개의 그룹으 로 나뉘는데, 이들은 규질 성분(오팔 ; op al) 으로 침을 만드는 것 과 석회질 성분의 침을 만드는 것이다. 오팔로 침을 만드는 해면 동물이 현생 환경의 해면동물 중 대부분을 차지하고 있으며, 비 록 이러한 침둘이 석회암의 주요 구성 요소는 아니지만 일부 석 회암 내에 상당히 많은 부분을 차지하기도 하였다. 해 면동물의 침 (sclerit es ) 은 크기 에 따라 크게 두 종류로 나타난 다. 큰 종류들은 직경이 3-30 µm 정도이고 길이는 100-500 µm 정도이며, 몸체 내에 각각 분산되어 있거나 몇 개씩 합쳐져서 해 면동물의 구조를 형성하고 있다. 작은 침들은 직경이 l µm 이고 길이가 10-100 µm 정도이며 해면동물의 몸체 내에 포함되어 있 다. 침들의 모양은 여러 가지의 형태를 이루는데 (그립 8-38), 별 모양과 비슷한 해면동물의 침은 캠브리아기부터 현생에 이르기까 지의 퇴적암 내에서 발견되고 있다. 현생 환경에서는 일반적으로 에너지가 낮은 환경에서 퇴적되는 원양퇴적물에서 흔히 발견되지 만, 암초의 사면이나 약간 깊은 대륙봉의 환경에서도 발견된다. 석회암에서 발견되는 해면동물의 침은 특히 석란기와 쥬라기에는 머드마운드 (mud-mound) 에 많이 포함되어 있다. 해면동물의 일

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부 종들은 그 자체가 아라고나이트질 골격을 형성하기도 하는데, 이 골격 내에는 오팔로 이루어진 충들이 포함되어 있다. 성 분이 오팔 (Si 0 2 • nH2 0 ) 로 이 루어 져 있 는 해 면동물의 침 들은 주로 원양퇴적물에서 많이 발견이 되지만, 속성작용에 불안정하 므로 주로 미립질의 석영으로 변하거나 혹은 방해석에 의하여 치 환된 상태로 발견된다. 오팔로 이루어전 해면동물의 침들은 초기 속성사에서 쉽게 용해되어 석회암 내에 많이 나타나는 처어트 (cher t)를 형성시키는 규소의 주요 공급원으로 간주되고 있다(제 11 장 참조)． 또한, 우리나라 하부 고생대 석회암에서 발견되는 쳐어트들도 대부분이 이러한 해면동물의 침으로부터 규소가 공급 되었을 것으로 생각된다 (Woo 와 Choi, 1993). ® 스트로마타포로이드 스트로마타포로이 드 (St ro mato p o roid e a) 가 어 느 문에 속하는지 는 확실치 않지만, 일반적으로 해면동물의 한 강으로 분류되고 있다. 하지만 다른 해면동물과는 달리 스트로마타포로이드는 침

그림 8-39 하부고생대 오르도비스기 영흥충에서 발견된 스트로마타포로이

을 가지고 있지 않다. 대부분은 군집 생활을 하며 각 개체의 크 기는 수 mm 에서 수 cm 정도이다. 각 개체의 모양은 매우 불규칙 적이며 대부분 얇은 판상이나 디스크 형태 혹은 도움상으로 자라 며 실린더형이나 가지상으로 자라는 것도 발견된다. 스트로마타 포로이드는 그들이 서식하였던 환경에 따라 형태가 다양하게 나 타난다. 따라서 이 들의 형 태 를 이 용하여 고수류 (pa leocurrent) 의 방향을 결정하기도 한다. 스트로마타포로이드의 내부는 판상의 평면으로 이루어져 있으며, 그 판상의 평면은 수직 방향의 벽 (pillar ) 으로 나누어 져 있다. 따라서 단면을 관찰하면 스트로마타 포로이 드는 유리 창 모양 (reti cu late pa tt er n) 으로 보이 기 도 한다 (그 림 8-39). 하부 고생대의 스트로마타포로이드 각질의 미세구조는 다공질이며 아주 다양한 형태의 조직을 보여준다. 그들의 원래의 광물 성분은 아마 아라고나이트로 이루어져 있었을 것으로 생각 되며 이러한 다양한 구조는 아마 방해석으로 변질되었기 때문에 생긴 것이라고 생각된다. 하지만 최근 보고에 의하면 일부 스트 로마타포로이드가 방해석으로 되어 있다고 제안되기도 하였다. 중생대의 스트로마타포로이드는 보통 두 개의 충으로 이루져 있 는데 한 충은 아주 세립질의 입자로 된 충이며 다른 한 충은 섬 유상의 결정으로 이루어져 있다. 고생대의 스트로마타포로이드는 오르도비스기, 실루리아기, 데 본기에 암초를 형성한 주요한 동물 중의 하나였으며, 특히 에너 지가 높은 천해의 따뜻한 바다에서 많이 서식하였을 것으로 생각 된다. 하지만 쥬라기와 백악기에 이르러서는 탄산염 이질퇴적물 이 많이 퇴적되어 에너지가 낮은 환경에 적응하였던 것으로 보여 진다. 우리나라에서는 하부 고생대의 영월형 조선누층군 영흥충 에서 스트로마타포로이드가 보고된 바 있다.

® 아케오사이아사 아케오사이아사 (Archaeoc y a t ha) 는 캠브리아기 하부에서 중부까 지 발견되는 동물로서 해면동물과 분류학적으로 연관성이 있는 것으로 생각되지만, 어느 문에 속하는지는 논란의 여지가 남아 있다. 이들은 고착성이며 물 속의 먹이를 걸러서 먹는(filt er fee di ng ) 동물이었다. 아케오사이아사는 개체형 혹은 군집형으로 나타나며, 일반적인 형태는 컵 모양이나 꽃 모양으로서, 크기는 lOcm-lOOcm 의 직경을 보여준다. 각질 부분은 다공질인 안쪽충 과 셉타 (se pt ae) 가 표면으로부터 수직적으로 자라서 방으로 분리 된 바깥충으로 되어 있다. 각질은 세립질 입자상, 혹은 모자이크 상의 방해석결정들로 이루어져 있으며, 이 방해석결정들은 직경 약 0.02mm 정도이다. 아케오사이아사는 다른 구조들도 보여주 는데 이들은 방사상구조, 다공질의 넓적한 판상구조 및 공극이 없이 휘어진 판상구조이다. 아케오사이아사는 보통 자라던 형태 그대로 발견되며 보통 석회조류와 함께 나타난다. 이들은 천해의 따뜻하며 물의 에너지가 높은 바다에서 살면서 암초를 형성하였 던 원시적인 동물들로 생각된다. 우리나라에서는 옥천변성대 변 성암 내에서 보고된 바 있다. 8-3-1-8 절족동물 절족동물 (Crus t acea) 은 평면상에서 보면 양쪽이 대칭을 이루며 각질은 키틴질의 인산칼슘과 방해석으로 이루어져 있다. 절족동 물은 먹이를 얻기 위하여 자유롭게 움직이던 동물이었다. 절족동 물 내 에는 각질을 만드는 게 , 새 우와 같은 데 카포다 (Deca p oda) , 따개 비 와 같은 시 리 페 디 아 (Ci rr ip e dia ) 및 개 형 충 (Ostr a coda) 의 세 종류가 있는데, 특히 캠브리아기부터 페름기까지 많이 나타나

는 삼엽충은 절족동물에 속하는 것으로 알려져 있다. 대부분의 절족동물은 해양환경에서 서식하였으며 자유롭게 움직이면서 퇴 적물 속에 있는 유기물을 섭취했던 것으로 생각된다. 따개비와 같은 동물들은 고착성으로서 주로 물 속에서 먹이를 걸러서 그들 의 영양분을 섭취하였다. ® 데카포다 데카포다 (Decap oda) 는 카라페이스 (cara p ace) 와 다리 부분이 탄 산염퇴적물 내에 포함될 수도 있지만, 일반적으로 석회암 내에서 는 아주 드물게 발견되는 구성 요소 중의 하나이다. 각질은 키틴 질로 되어 있으며, 키틴질충 사이는 고마그네슘방해석으로 이루 어져 있다. 데카포다는 다양한 수심과 넓은 위도에서 발견되며, 물 속이나 퇴적물과 암석의 내부 표면에서 산다. 몇몇 종류의 데 카포다는 다른 동물의 각질을 기계적으로 분해할 수 있고, 퇴적 물을 교란시키거나 분급도를 좋게 할 수 있다. ® 시 리 페 디 아 (Ci rr ip e dia ) 따개 비 (Ba rnacle) 는 해 양환경 에 서 만 살며 대 부분이 딱딱한 기 저에 고착하여 생활하고 있다. 따개비의 크기는 수 mm- 수 cm 이 며 각질은 주로 방해석으로 이루어져 있지만 기저 부분만은 아라 고나이트로 되어 있다. 각질의 내부에는 튜브 모양의 구멍이 기 저로부터 수직 방향으로 서로 평행하게 배열되어 있으며(그립 8-40) , 각질 내 부는 입 자상 (gran ular) 혹은 충상 (lam i na te d ) 으로 되어 있다. 따개비는 현재 전 세계의 거의 모든 지역에 살고 있 으며, 특히 기질이 암석으로 이루어져 있는 매우 에너지가 높은 온대 지방의 해안에 많이 분포한다. 우리나라에서도 암석으로 해 안이 이루어전 곳에서는 어디든지 따개바를 발견할 수 있다. 이

2mm

둘 은 주로 조간대와 하조대에 많이 밀집되어 살고 있고 약 1 년 정도의 짧은 수명을 가지고 있지만, 일부 천해에서 퇴적되는 퇴 적물의 상당량을 차지하는 경우도 있다. 일부 열대 지방에서 서 식하고 있는 따개비는 딱딱한 기질을 뚫고 들어가서 그 속에서 서식하기도 한다. 따개비 화석은 오르도비스기 이후에 발견되지 만 신생대에 이르러서는 주로 수온이 낮은 물에서만 발견된다. ® 개형충 개형충 (Os t racoda) 은 크기가 작고 두 개의 각질을 가지고 있는 절족동물의 하나이며 해양환경과 담수환경에서 모두 살고 있다. 각질의 길이는 0.5mm-4mm 정도이며 표면은 다양한 형태와 모 양을 보여주고 있어서 이들에 따라 종이 분류된다. 각질은 크게 두 부분으로 나뉘는데, 바깥충은 석회질 성분으로 이루어져 있고

교차니콜

안쪽 부분은 석회질과 키틴질의 성분으로 이루어져 있다. 각질의 단면은 끝부분이 두 번 휘는 형태를 보여주며 (그림 8-41 ) 각질 내부에서는 성장선이 발견되지 않는다. 이러한 특징이 박편하에 서 다른 작은 이매패류와 구별할 수 있는 증거가 된다. 개형충 각질의 미세구조는 주상 구조를 이루고 있다(그림 8- 4 2). 주 상 구조를 이루고 있는 세립질의 방해석은 1-5mol% M g C0 3 의 저 마그네슘방해석이다. 따라서 교차니콜하에서 관찰하면 스데이지 를 돌립에 따라 파동소광을 일으키는 것이 특칭이다. 현생 개형충은 주로 천해의 세립질 퇴적물의 표충으로부터 수 cm 이내의 깊이에서 주로 서식하지만 원양성 종도 일부 있다. 개형충은 고생대 오르도비스기 이후부터 나타나고 주로 세립질의 석회암이나 이암 내에서 발견된다.

그림 8-42 주상(p r i sma ti c) 미세구조 를 보여주는 개형충의 박편 사진. 백

® 삼엽충 삼엽충(t r il ob it e) 은 멸종된 해양성 절족동물로서 세 개의 부분, 즉 머리 (cep h alon), 몸체 (tho rax) 및 꼬리 (pygi d i um) 로 이루어져 있다. 몸체 부분은 여러 개의 조각들로 이어져 있으며, 각 조각 들은 현미경하에서는 단면이 마치 지렁이가 휘어진 모양의 꾸불 꾸불한 형태로 발견된다. 각질은 인산칼슘 및 저마그네슘방해석 으로 이루어져 있다. 방해석으로 이루어전 충은 세립질의 방해석 들이 표면으로부터 거의 수직방향으로 배열되어 있어서 교차니콜 하에서 스데이지를 돌리면 파동소광을 일으키는 것이 특칭적이다 (그림 8-43).

그립 8-43 균일 (homo g eneous) 미세구조를 보여주는 삽엽충의 박편 사진.

삼엽충은 캠브리아기 초기부터 페름기까지 분포하며, 주로 천 해의 해저를 기어다니면서 살았던 것으로 생각되고 있다. 우리나 라 조선누층군 두위봉형과 영월형의 석회암 내에는 많은 삼엽충 이 발견되고 있다. 8-3-1-9 환형동물 환형 동물 (Anneli da ) 은 지 렁 이 와 같이 여 러 조각 (seg m ent) 으로

몸체가 나뉘어져 있는 동물을 말한다. 대부분의 환형동물은 탄산 칼슘의 각질을 만들지 않지만 일부 환형동물은 탄산칼슘으로 이 루어진 튜브(t ube) 를 만들어서, 그 속에 서식하고 있다. 이러한 튜브는 직선으로 되어 있거나 구부러진 형태를 보이기도 한다. 듀브의 단면은 원형으로 되어 있고 가운데는 비어 있으며, 각질 부분은 동심원 구조를 보이고 그 동심원 구조는 표면에 거의 평 행하게 배열되어 있다. 이 듀브는 일반적으로 6-16mol% M g CO 루 이루어져 있거나 아라고나이트로 이루어져 있으며, 일 부는 방해석과 아라고나이트의 두 광물 모두로 이루어져 있기도 하다. 환형동물은 해안으로부터 대륙붕단에 이르기까지 다양한 환경에서 살고 있지만 대부분의 종들이 단단한 기질에 고착되어 살고 있다. 따라서 암석 내에 이러한 환형동물의 튜브가 발견되 면 퇴적이 일어나다가 중단되어 해저 부분이 딱딱하게 고화되어 있었음을 의미한다. 현생 산호초에서는 극히 일부분을 차지하고 있지만, 특이한 환경(예를 들면 염도가 아주 높은 환경)에서는 작 은 암초의 주요한 구성원이 되기도 한다. 일반적으로 환형동물은 석회암의 주요한 구성 요소는 아니지만 석회암을 이루고 있는 퇴적구조에 많은 영향을 미칠 수 있다. 즉, 많은 환형동물이 기저를 뚫고 서식하거나 먹이를 구하기 때 문에 석회암 내에 많은 생교란 구조가 생성되며, 이로 인하여 석 회암을 작은 입자로 분해시키는 주요한 역할을 하기도 한다. 8-3-1-10 석회조류 석 회 조류 (calcareous alga e) 는 광합성 을 하여 물 속에 서 서 식 하 는 식물 중의 하나이며 탄산칼슘울 침전시키는 생물이다. 이들은 고등식물이 가지고 있는 여러 가지 조직을 보여주지는 않으며 일 명 텔러스(t hallus) 라고 불리는 내부 구조를 가전다. 바다에서 살

표 8-4 석회조류의 분류 및 산출 시기 (Wray , J. L ., 1978). 종 (Taxon) 산 층 시기 Phy lu m Cy a nop h y ta ( = Cy a nobacte r ia ) -b lue gre en Prec ambria n tu Holocene alg a e Phy lu m Rhodop h y ta ~ re d alga e Fami ly Corallin a ceae Subfa m i ly Melobesio i d e ae(crusto s e corallin e ) Mi d- Ju rassic to l!ol o cene Subfa m i ly Corallin o id e ae(arti cu late d corallin e ) Late Creta c esou to l!ol ocene Subfa m i ly uncerta i n (ancestr a l corallin e ) Carbo n if er ous to Pe rmi an Fami ly Sq u amari ac eae Carbonif er ous ( ? ) to l!ol ocene Fami ly Solenop o raceae Cambria n to 1\l io c ene Fami ly Gy m nocodia c eae Permi an to Creta c eous Phy lu m Chlorop h y ta- g r een alga e Fami ly Codia c eae Ordovic i a n tu Holocene Fami ly Dasy c ladaceae Cambria n to Holoce ne Phy lu m Charop h y ta Fami ly Characeae Sil u ria n to Holoce ne Phy lu m Chrys o p h y ta Class Coccoli tho p h y c eae Jur assic to Holocene Group s of uncerta i n aff ini t ies -p h y ll oid alga e , calcis p h eres, Tubip h y tes 고 있는 수천 종의 저서성 조류 중에서 단지 10% 정도만이 석회 질을 만들고 있다. 많은 육성조류 중에는 석회질 성분을 집적시 키는 것이 그리 많지 않으며 윤조류 (Charo p h yt a) 라고 불리는 것 만이 석회질을 만드는 것으로 알려져 있다. 석회조류는 식물의 생리적인 현상에 의하여 광합성하는 동안에 물로부터 이산화탄소를 방출함으로써 아라고나이트 혹은 방해석

울 세포 내에나 세포의 표면에 침전시킨다. 석회분을 집적시키는 방법에 따라 석회조류는 크게 두 개의 그룹으로 나뉜다. 첫번째 그룹은 조류 자체가 조직 사이나 조직 내에서 탄산칼슘울 만드는 종류이고, 두번째 그룹은 조 류 자체가 직접 탄산칼슘울 만 들 지는 못하지만 끈끈한 접액질을 분비하여 물 속에 떠다니는 세립질의 탄산염퇴적물을 포집하여 총상 구조를 만드는 것으로서 이러한 유기 퇴 적 구조를 스 트로마토라이 트 (str o mato l it e) 라고 부른다. 석 회조류는 색소에 따라 몇 가지로 구분되는데 이들은 표 8-4 에 있 다. 석회조류의 분류 및 내부 구조는 Joh nson0961 ), Walte r (1976), Wray 0977) , Flt ige l ( 1977) , Toomey 0985) , Ri di n g (19 91) 등의 문헌 들 을 참조하기 바란다. ® 남조류 이 조류는 과거 에 는 남조류 (Cy a nop h y ta 혹은 blue-g ree n alga e) 라고 불렸으나 최근에 이르러 많은 학자들은 광합성을 하는 박테 리아의 일종이라고 생각하고 있다. 이들은 크기가 매우 작아 현 ·.·广 ＇ 二三늑 三루·:쿨/2루二mu 7c}.i7l a 9 in tor iu c sh osmheeas t h .:.. ..:>. . :-:. ... .... . .. .'. : • . .•.: . - ..;• :. ..: . . . .•.•. ... . . ..: . ... -.. :. :.`. . ..: ... . ..._. ... .•: .. :. _. .• . . .: . · :•.. .. .•.. ...·, ·.. . . . :: ·: f. .?..:... ... .. : .·. ·.:/ :. ::., I· - ::• .• ,.. • . 느_. -----`--.:.-소 그림 8-44 필라멘트형의 남조류와 이에 의해 점액질이 분비되는 부분의 모 식 도 (Wray, J. L., 1 977) .

미경하에서만 관찰이 되며 주로 필라멘트(fil amen t)로 되어 있거 나(그립 8-44), 혹은 구형의 단세포 (cocco i d) 로 이루어져 있으며 (그림 8-45) 점액질 부분 속에서 살고 있다. 남조류 중 국히 일 부만이 탄산영광물을 침전시킨다. 튜브의 형태로 되어 있는 것들 은 Gi rv anella, Orto n ella, Caye u xia , Hedstr o emi a 등이 있으며 (그 림 8-46), 이들은 화석종이고 분류에 아직 문제점이 있으나 많은 학자들이 남조류에 속하는 것으로 생각하고 있다. 하지만, 아직 도 일부 학자들 중에는 이들이 녹조류에 속한다고 주장하는 사람 들도있다.

그림 8-45 스트로마토라이트 내에 존재하는 구형의 단세포 (cocco i d) 로 이

Orto nella \望

필라멘트로 이루어진 조류는 보통 각질을 만들지 않으며 유기 물질로 이루어전 얇은 막을 만들어서 물 속에 떠다니는 세립질의 퇴적물입자들을 포획한다. 이러한 필라멘트와 퇴적물로 이루어진 것들을 해조마트 (al g al ma t)라고 부른다. 조류는 성장하고 죽는 과정을 반복하면서 유기물질이 많은 질은색의 충과 퇴적물이 많 은 밝은색의 충으로 호충을 이루게 된다(그림 8-47). 이러한 것 둘을 라미 나이 트 (lam i ni t e) 라고 부르며 , 이 러 한 호충을 이 루는 구 조가 총리 방향에 평행하게 발달될 경우 이러한 것들을 Cryp tal ga l 라미 나이 트라고 부른다. 이 구조가 반구형 이 나 주상 의 형 태 로 성 장하는 것들을 스트로마토라이 트 (str o mato l it e) 라고 부른다. 과거에는 이러한 스트로마토라이트가 생물의 화석으로 인지되어 일부 고생물 학자들은 이들을 분류하였으나 최근에는 이러한 스트로마토라이트가 화석이 아닌 유기 퇴적구조로 인식되 고 있다. 조류에 의해서 만들어진 퇴적구조 중에서 내부가 균일 하거나 가지상의 배열을 이루게 되면 이들을 트롬볼라이트

같

(thro mboli te) 라고 부른다. 스트로마토라이 트롤 구성 하고 있는 대 부분의 탄산염광물들은 물 속에 떠다니는 세립질의 탄산염입자들 이 조류에 의해서 포집되어진 것들이다. 하지만 일부 남조류에서 식물(박테리아) 자체가 탄산칼슘을 침전시키는 것들이 발견되기 도 하였다. 현생환경에서는 탄산칼슘을 침전하는 조류들이 담수 환경에서만 발견되지만, 신생대 제 3 기 이전에는 해양환경에서도 존재했을 가능성이 있다. 해저의 기저에 고착되지 않고 핵을 중 심으로 구형으로 자라는 형태의 스트로마토라이트롤 온코이드 (oncoid 혹은 oncoli te) 라고 부른다. 온코이 드는 핵 을 중심 으로 굴

러다니면서 성장하기 때문에 구형이고, 그 단면은 핵을 중심으로 동심원의 구조 를 보여준다. 우리나라 조선누층군 풍촌충에서는 이러한 온코이드가 많이 산출된다(그립 8-48). 온코이드와 스트 로마토라이트는 그 내부에 고착성 유공충이나 환형동물의 듀브 또는 태선동물이 함께 발견되기도 한다. 스트로마토라이트는 현 생 열대환경에서는 초조간대와 조간대 지역에서 주로 발견되며 아조간대환경에서는 매우 드물게 발견된다. 과거 지질학적인 시 대의 스 트로마토라이트는 현생환경에서 발견되는 스트로마토라이 트와 는 달 리 매우 다양한 환경에서 생성되었던 것으로 생각된다.

그림 8-48 우리나라 하부고생대 풍촌충 내에서 발견되는 온코이드. 캠브리

선캠브리아기에는 이러한 스트로마토라이트가 좀더 깊은 수심에 서 형성된 것으로 보고되고 있다. 이것은 두 가지 관점에서 설명 이 가능하다. 첫째로, 선캠브리아기에는 스트로마토라이트를 이 루는 남조류가 탄산칼슘을 직접 생산하였을 가능성이 있다. 둘째 로, 현생환경에서 필라멘트를 만드는 조류는 천해에서 서식하는 복족류나 어류 등의 먹이가 되기 때문에, 천해환경에서 서식하기 는 하지만 퇴적물 속에 남아 보존되기는 매우 어렵다. 이러한 점 으로 미루어 볼 때 선캠브리아기에서 발견되는 스트로마토라이트

토-· 一라-_스^_ _이一 ~트^- -트一 -로5 . 마형. 태노~ . ^널관련I o퇴 적.V, 구 조V人 /V/' / —물L O의W - 요동- H정-IG도H -, _. 아조간대 초조간대