본 연구는 서남극반도 킹조지섬의 위버반도(Weaver Peninsula)와 바톤반도(Barton Peninsula) 사이에 위치한 마리안소만(폭 1.5 km, 길이 4.5 km)에서 수행되었다(Fig. 1). 하계 마리안소만의 CDOM 분포 양상을 확인하기 위하여 2019년과 2020년 총 두 차례에 걸쳐 현장조사를 실시하였으며, 그 중 2019년 1월 31일과 2월 8일, 2020년 1월 4일과 23일 총 4번의 현장조사에서 연구 결과를 획득하였다. 맥스웰만(Maxwell Bay)으로 연결되는 소만 외측에서부터 빙벽이 위치한 내측까지 만 중앙을 따라 총 5 정점(St-19, 03, 07, 13, 16)을 선정하였고 2020년에는 빙벽에서 가장 가까운 정점인 St-16에 빙벽이 무너져 내린 유빙 잔해로 인해 접근이 어려워 5 정점(St-19, 03, 07, 10, 13)을 선정하였다(Fig. 1).

Fig. 1. 
Location of the study area and sampling sites in Marian cove, King George Island, Antarctica during the summer season. Green and red dots indicate the sites conducted in 2019 and 2020.

연구 해역의 수온과 염분 분포는 현장에서 CTD (SBE 19plus V2, Sea-Bird Electronics, USA)를 사용하여 관측하였다. 수층 시료 획득을 위해 각 연구 정점에서 투명도판(Secchi disk)을 이용하여 유광층의 깊이를 측정하였고 표층 상대 광량의 각각 30%와 1%에 해당하는 수심을 선정하였다. 각 정점당 표층, 30% 깊이, 1% 깊이, 중층(2019년의 경우 15 m, 2020년의 경우 30 m), 저층(바닥으로부터 10 m), 총 5개 수심에서 채수하였다.

식물플랑크톤 생체량의 지표 색소인 엽록소(chlorophyll-a, Chl-a) 농도 측정을 위해 해수 0.5 L를 유리섬유 여과지(GF/F, 0.7 μm)로 여과한 후 90% 아세톤(10 mL)으로 24시간 추출하였다. 추출된 시료는 형광측정기(Trilogy, Turner designs, USA)를 사용하여 측정하였다(Parsons et al.[1984]).

CDOM 분석을 위한 시료는 각 정점에서 획득한 해수 시료를 450 ℃에서 6시간 동안 미리 태운 GF/F로 통과시킨 후 마찬가지로 450 ℃에서 6시간 태운 40 mL 암갈색병에 넣어 분석 전까지 냉장 보관 후 현장에서 즉시 분석하였다. 분석은 10 cm 석영셀을 사용하여 분광광도계(Cary 8454, Agilent, USA)로 250~800 nm 파장대의 흡광도를 측정하였으며, 초순수로 측정한 값을 blank로 사용하였고 아래 식 (1)을 사용하여 CDOM의 흡광계수(a_CDOM)를 산출하였다(Mitchell et al.[2002]).

A(λ)는 파장 λ에서의 흡광도를 나타내고 L은 m 단위로 환산한 셀의 길이를 나타낸다. 특정 파장에서의 a_CDOM은 CDOM의 농도로서 표현되며(Stedmon and Nelson[2015]) 본 연구에서는 355 nm에 해당하는 a_CDOM(355)를 사용하였다.

CDOM의 흡광도는 파장이 커질수록 지수함수적으로 감소하는 양상을 보이며(Stedmon and Nelson[2015]) 다음과 같은 식으로 표현된다(Helms et al.[2008]).

특정 파장대의 스펙트럼 기울기(spectral slope, S)를 통해 CDOM의 광학 특성을 파악하여 CDOM의 공급원과 구조를 파악할 수 있으며 본 연구에서는 해양환경에서 CDOM의 생지화학적 변화를 반영하는 파장대의 S값(S_275-295)을 비교하였다(Helms et al.[2008]).

이화학적 수질 분석 자료 및 CDOM 자료의 연별 평균 차이에 대한 통계적 유의성을 확인하기 위하여 SPSS Statistics 18을 사용하여 통계 분석을 수행하였다. 정규 분포가 관찰되지 않아 Mann-Whitney U test를 기반으로 중앙값 차이를 비교하였다. CDOM과 환경 요인(수온, 염분, 식물플랑크톤 Chl-a)과의 상관성을 파악하기 위하여 Spearman rank order correlation test를 진행하였다.

조사기간의 수온 및 염분 분포는 시공간적으로 넓은 범위를 보였다(Table 1, 2; Fig. 2). 2019년의 수온은 0.42~1.44℃ (평균 1.06±0.31℃)의 범위를 보였으며 염분은 33.5~34.3 psu (평균 34.1±0.16 psu)로 나타났다(Fig. 2(a-d)). 2020년의 평균 수온은 0.59±0.41℃ (-0.02~2.48℃)였으며 염분은 33.9±0.41 psu (32.8~34.3 psu)의 결과를 보였다(Fig. 2(e-h)). 조사기간 동안 수온과 염분은 마리안소만 외측에서 내측으로 갈수록 낮아지는 양상을 보였다. 또한 2019년과 2020년의 수온 분포는 통계적으로 유의미한 차이를 보이지 않았으나, 염분 분포는 유의미한 차이를 보였다(p<0.01; Fig. 4(a)). 1956/57년~2020/21년의 마리안소만의 빙붕 후퇴 속도는 27.2 m y^-1로 산정되었으며 관측이 시작된 1956/57년 이래로 매년 불규칙적으로 변화한 연안 빙하 경계가 관측되고 있다(Kim et al.[2022]). 2020년에 나타난 상대적으로 낮은 표층 염분과 염분약층(halocline)은(Fig. 2(f, h)) 조류나 바람, 해빙의 용융이나 강수에 의해서가 아닌, 빙붕 후퇴로 인해 마리안소만 내측에서 공급되는 융빙수의 영향으로 나타난 것으로 판단된다(Kim et al.[2021]).

Fig. 2. 
Vertical profiles of potential temperature and salinity measured in Marian Cove on (a-b) 01/31/2019, (c-d) 02/08/2019, (e-f) 01/04/2020, and (g-h) 01/23/2020.

2019년의 식물플랑크톤 Chl-a 농도는 0.05~4.60 μg L^-1 (평균 1.49±1.22 μg L^-1)로, 1월 31일의 농도(1.20±0.87 μg L^-1)보다 2월 8일의 농도(1.77±1.43 μg L^-1)가 소폭 높았으나 통계분석 결과 유의미한 차이를 보이지 않았다(Mann-Whitney U test, p>0.05; Table 1). 2020년 식물플랑크톤 Chl-a의 평균 농도는 0.65±0.61 μg L^-1 (0.04~2.24 μg L^-1 )로 1 μg L^-1 미만의 매우 낮은 농도를 보였다(Table 2). 2020년 1월 4일의 Chl-a의 평균 농도는 0.44±0.42 μg L^-1였으며, 1월 23일의 Chl-a 평균 농도는 0.87±0.71 μg L^-1로 관측되었다(Table 2). 2019년과 2020년의 조사기간 동안의 평균 Chl-a 농도를 비교하였을 때, 2019년에 통계적으로 유의미하게 약 2배 이상 높은 농도가 관측되었다(Mann-Whitney U test, p<0.01). 조사 시기 동안 Chl-a 농도는 맥스웰만과 근접한 외측(St-19)에서 소만 내측(St-13, 16)으로 갈수록 감소하는 경향을 보였다(Table 1, 2).

여름철 마리안소만의 표층 아래(subsurface)에는 맥스웰만의 유입수(influent)가 분포하고 온도와 염분이 낮은 빙붕의 용융수(meltwater)가 표층을 덮는 구조를 이룬다(Yoo et al.[2015]). 맥스웰만에는 상대적으로 높은 수온과 염분을 특징으로 하는 modified upper circumpolar deep water (m-UCDW)가 유입되는데 마리안소만의 외측에서도 그 영향이 나타난다(Llanillo et al.[2019]). 마리안소만 외측에서 관측된 상대적으로 따뜻한 수온은 소만 내 식물플랑크톤 생체량 증가에 기여하는 것으로 보고되었고(Kim et al.[2021]), 본 연구에서 나타난 Chl-a 농도와 수온 사이의 유의미한 상관관계(r_s=0.80, p<0.001; Table 3)를 비추어 볼 때, 높은 수온의 맥스웰만 유입수가 소만 외측(St-19)의 비교적 높은 Chl-a 농도에 영향을 미쳤을 것으로 판단된다.

2019년 1월 31일의 CDOM 흡광계수 a_CDOM(355)는 0.78~10.59 m^-1로 조사 시기 중 가장 넓은 범위를 보였으며 평균 또한 4.01±2.36 m^-1로 나머지 세 시기와 비교했을 때 예외적으로 매우 높았다(Table 1; Fig. 3(a)). 모든 정점에서 수심 별로 큰 차이가 나타났으며 소만 내측의 정점인 St-13 (3.58 m^-1)과 St-16 (0.98 m^-1)의 경우 표층에서 낮은 값을 보였다가 광수심 30% (각각 1 m)에서 가장 높은 값을 보였다. 이후 수심이 깊어질수록 a_CDOM(355)가 감소하여 저층에서 가장 낮은 값(각각 1.86, 0.78 m^-1)을 보였다. 맥스웰만과 근접한 정점 St-19의 경우 수심이 깊어질수록 값이 증가하다가 저층(78 m)에서 최댓값(10.59 m^-1)을 보였다.

Fig. 3. 
Vertical distributions of absorption coefficient of colored dissolved organic matter (a_CDOM(355)) in Marian Cove on (a) 01/31/2019, (b) 02/08/2019, (c) 01/04/2020, and (d) 01/23/2020. Note the different scales with (a) and (b), (c), (d).

조사기간 동안 마리안소만 CDOM의 광학 특성을 파악한 S_275-295 값은 0.010-0.036 nm^-1 (평균 0.021±0.006 nm^-1)의 범위로 식물플랑크톤이 CDOM의 주요 공급원으로 보고된 이전 연구와 유사한 값을 보였다(Kieber et al.[2009]; Lee et al.[2016]). 2019년의 식물플랑크톤 대번성(bloom)은 1월 14일을 전후하여 일어났으며 Chl-a 농도 최대 19.5 mg m^-3, 탄소흡수율 최대 4.52 g C m^-2 day^-1로 예년보다 매우 높은 값이 보고되었다(Kim et al.[2021]). 이와 같은 활발한 광합성 산물이 1월 31일의 뚜렷하게 높은 a_CDOM(355)에 반영되었을 가능성을 고려하였으나 통계분석 결과 a_CDOM(355)와 Chl-a는 무관함을 보였다(p>0.05; Table 3). 그러나 a_CDOM(355)가 염분과는 유의미한 상관관계를 보였고(r_s=0.55, p<0.05; Table 3) 수평·수직적으로 혼합되어 있는 마리안소만의 수괴 분포로 미루어 볼 때(Fig. 2(a-b)), 마리안소만의 CDOM은 식물플랑크톤에 의한 직접적인 공급이 아닌, 높은 수온과 염분을 특징으로 하는 맥스웰만 유입수(Llanillo et al.[2019])에 편승하여 공급되는 자생기원 유기물로부터 기인한 것으로 보인다. 또한 2019년 1월 31일에 관측된 St-19 저층에서의 높은 a_CDOM(355)는 맥스웰만 유입수의 영향이 더 크게 나타난 결과로 판단된다(Fig. 3(a)).

2019년 2월 8일의 a_CDOM(355) 범위는 0.17~1.99 m^-1로 2 m^-1 미만의 값을 보였으며, 본 연구 지역에서 관측된 CDOM 농도와 유사한 결과(평균 0.48±0.37 m^-1)를 보였다(Jeon et al.[2018]; Ortega-Retuerta et al.[2010]). 모든 정점의 저층에서 중층보다 더 높은 값을 보였고 소만의 가장 내측 정점인 St-16에서는 저층에서 최댓값(1.99 m^-1)을 보였다(Table 1; Fig. 3(b)). 선행 연구에 따르면 수직 혼합이 활발하게 이루어진 해역에서는 퇴적물이 CDOM의 공급 요인으로 보고된 바 있으며(Boss et al.[2001]; Guallar and Flos [2019]), 본 연구 지역인 마리안소만은 소만의 외측과 내측에 위치한 수중 언덕(submarine sill)에서 조류가 발생하며(Yoo et al.[2015]), 주로 조류에 의해 퇴적물의 재부유가 일어나는 것으로 알려져 있다(Khim et al.[2007]). 다만 바람과 같은 외부적인 물리 요인이 더 크게 작용할 경우 이로 인한 수괴의 물리적인 구조의 변화가 발생하는데(Yoo et al.[1999]) 강한 동풍이 지속될 경우 소만 내측에서 용승이 일어나면서 퇴적물의 재부유가 동반되기도 한다(Yoo et al.[2015]). 뿐만 아니라, 마리안소만 및 인접한 애드미랄티만(Admiralty Bay)의 상층에서 조류와 바람에 의해 재부유된 저서성 미세조류(benthic microalgae)가 보고된 바 있다(Brandini and Rebello[1994]; Kang et al.[1997]). 이와 같은 물리적 요인의 변화가 2019년 2월 8일에 다른 정점에서 나타나지 않은 소만 내측 St-16 저층에서의 a_CDOM(355)의 증가(Fig. 3(b))에 반영된 것으로 판단되며 수직적으로 혼합되어 있는 수괴 구조로(Fig. 2(c-d)) 인해 그 영향이 보다 크게 나타난 것으로 보인다. 이와 같은 연구 결과는 퇴적물의 재부유로 인해 CDOM을 포함한 유기물의 공급 가능성을 암시한다.

2020년 마리안소만의 a_CDOM(355) 범위는 0.04~0.05 m^-1로 나타났으며, 1월 4일 St-19, 07, 10, 13에서는 중층에서보다 저층에서의 a_CDOM(355)가 상대적으로 높게 나타났으며, 특히 St-19 (0.38 m^-1), St-10 (0.41 m^-1), St-13 (0.35 m^-1)에서는 저층에서 최댓값을 보였다. St-03에서는 광량 30%에 해당하는 수심(2 m)에서 가장 높은 값(0.50 m^-1)을 보였고 수심이 깊어질수록 감소하였다(Table 2; Fig. 3(c)). 1월 23일에 관측된 a_CDOM(355)는 0.04~0.47 m^-1로 1월 4일과 유사한 평균 0.21±0.14 m^-1의 낮은 값을 보였으며, 소만 내측 정점인 St-13 (0.46 m^-1)과 St-10 (0.37 m^-1)의 표층에서 비교적 높은 값을 보였다(Table 2; Fig. 3(d)).

본 연구 결과에서 2020년의 a_CDOM(355)는 2019년에 비해 현저히 낮은 값을 보였다(p<0.001; Fig. 4(b)). 남극해는 외부로부터 공급되는 유기물이 거의 없기 때문에(Ducklow et al.[2007]) 자생기원 CDOM이 우세하게 나타나는 것을 특징으로 한다. 식물플랑크톤 생체량을 대변하는 Chl-a가 2020년에 2019년보다 2배 이상 낮았고(Mann-Whitney U test, p<0.01) 연구기간 동안 산출된 a_CDOM(355)와 Chl-a가 통계적으로 유의미한 상관관계를 보이지 않았음을 고려할 때(p>0.05; Table 3), 마리안소만 내 CDOM은 자생기원보다는 물리적 요인에 의한 변화가 더 큰 것으로 판단된다. 2020년의 염분은 2019년에 비해 낮았고(p<0.01, Fig. 4(a)) 마리안소만 내측에 위치한 빙붕으로부터 유입되는 융빙수에 의해 염분약층이 형성되었는데, 이로 인해 맥스웰만으로부터 수층 내로 유입되는 유기물의 영향이 다소 약화된 것으로 보인다(Fig. 2(f, h)). 또한, 마리안소만과 같은 좁고 얕은 만 해역에서 바람으로 인해 수온, 수괴의 안정도, 영양염의 농도 등이 조절되고 식물플랑크톤의 표층 생물량과 일차생산력의 변화로 이어진 연구 결과(Kim et al.[2022]; Jeon et al.[2021])로 미루어 볼 때, 광범위한 물리적 변화가 마리안소만의 생지화학적 변화를 야기한 것으로 판단된다.

Fig. 4. 
Differences in (a) salinity and (b) a_CDOM(355) at each sampling site in Marian cove during the summer season. The boxes represent the 25~75% percentile values and medians of the data with solid line, and range bars represent the 5% and 95% percentile values.