서 론
탄산염암 저류층은 전 세계에서 확인된 석유자원의 약 50% 정도가 매장되어 있는 저류층으로 산업발달에 따른 석유자원 소비량의 증가와 맞물려 그 중요성이 지속적으로 증가하고 있다(Mazzullo, 2004). 최근 미국의 셰일가스(shale gas) 생산이 본격화되고 석유수출국기구(OPEC)의 원유 비감산 정책에 따라 국제유가는 점차 하락하는 추세이나, 비재래형 에너지원인 탄산염암 저류층의 개발을 위한 연구는 다양하게 진행되고 있다.
탄산염암은 일차 퇴적구조 형성 이후 주변 온도, 압력변화와 해수 또는 담수 등에 의하여 이차적인 속성작용을 빈번하게 받는다(Harbaugh, 1967). 탄산염암 내에서 일어나는 이차적인 속성작용은 광물질의 용해작용(dissolution), 침전작용(precipitation), 고화작용(cementation) 및 돌로마이트화작용(dolomitization) 등 다양한 형태로 일어난다. 이는 탄산염암 저류층 내 공극률 및 투수율 등에 영향을 미치게 된다(Luo and Machel, 1995; Ali et al., 2010). 따라서 탄산염암 저류층을 개발하는데 있어 탄산염암의 형성 환경 및 속성작용 과정을 이해하는 것이 필요하다.
캐나다 앨버타 주(Alberta)에 위치하고 있는 그로스몬트층(Grosmont Formation)은 약 3,800억 배럴의 비투멘(bitumen)이 매장되어 있는 것으로 추정되는 탄산염암 저류층이다(ERCB, 2013; Fig. 1). 그로스몬트층은 1952년 캐나다 지질학자 베일리(Belyea)에 의해 데본기(Devonian)의 한 층서그룹으로서 최초로 명명된 이후 이 층에 대한 지체구조와 형성 환경에 관한 연구가 지속적으로 진행되고 있다(Belyea, 1952; Walker, 1986; Luo and Machel, 1995; Machel et al., 2012). 그로스몬트 저류층 내 비투멘의 기원과 관련된 연구(Hoffmann and Strausz, 1986; Creaney and Allan, 1990)와 저류층 내 비투멘의 효율적인 회수기법 적용을 위한 기술적인 부분의 연구도 활발히 진행되고 있다(Yuan et al., 2010). 최근 들어서는 그로스몬트층 동부지역 내 비투멘의 성분분석과 성숙도를 파악하고, 근원암으로서 가치를 판단한 유기지화학적 연구(Choi et al., 2011; Park et al., 2013)와 돌로마이트의 생성온도 및 형성 환경 등을 파악하는 무기지화학적인 연구도 진행되었다(Kil et al., 2012; Seol et al., 2013; Seol et al., 2015). 하지만 향후 탄산염암 저류층의 개발을 위해서는 기존의 개별적인 무기지화학적 연구(Kil et al., 2012; Seol et al., 2013; Seol et al., 2015) 데이터를 종합하여 탄산염암 저류층의 불균질한(heterogeneous) 형성 환경을 해석한 연구자료가 필요하다.
Fig. 1
(a) Regional map of the Western Canada Sedimentary Basin (WCSB). (b) the locations of this studied cores (10-36-81-17W4 and 1-16-92-21W4) and previous studied cores on the Grosmont Formation (modified from Seol et al., 2015).
이번 연구에서는 그로스몬트층 동부지역 경계부근에서 시추된 두 개의 탄산염암 시추코어(10-36-81-17W4, 1-16- 92-21W4) 시료에 대한 무기지화학적 분석을 수행하였다. 또한 분석결과와 기존 그로스몬트층 관련 연구 결과들(Kil et al., 2012; Seol et al., 2013; Seol et al., 2015)을 비교분석하여 그로스몬트층의 단위층서 변화에 따른 탄산염암의 속성작용과 형성 환경 차이를 해석하였다. 본 연구 결과는 향후 그로스몬트 저류층 내 석유자원의 효율적인 개발을 위한 지질학적인 연구자료로 활용가능하다.
연구지역
고생대 데본기에 형성된 그로스몬트층은 길이 500 km, 폭 150 km에 이르는 탄산염 대지(carbonate platform)를 이루며, 서부 캐나다 퇴적분지(Western Canada Sedimentary Basin) 동부지역에 위치하고 있다(Fig. 1). 서부 캐나다 퇴적분지는 캐나다 서부지역 지체구조의 근간을 이루는 퇴적분지로 선캠브리아기 기반암부터 신생대 제 4기 충적층까지 다양한 지층으로 구성되어 있다(Seol et al., 2015). 서부 캐나다 퇴적분지 내 고생대 데본기 지층들은 대부분 천해환경에서 퇴적된 지층들로 산호초나 갑각류 같은 골격질 입자들이 다량으로 산출된다. 이러한 생물기원 입자들은 탄산염암으로 구성된 그로스몬트층을 형성하여 앨버타지역 내 석유, 천연가스 등 다양한 에너지자원 형성에 매우 중요한 역할을 하였다.
그로스몬트층은 대부분 돌로마이트나 석회암으로 구성되어 있으며, 그로스몬트층의 하부에는 석회질 셰일과 점토질 석회암으로 구성된 데본기 아이어튼층(Ireton Formation)이 위치하고 있다. 층의 상부에는 중생대 백악기 맨빌층군(Mannville Group)에 속하는 아사바스카(Athabasca) 오일샌드층이 부정합으로 피복되어 있다(Buschkuehle et al., 2007; Seol et al., 2015). 그로스몬트층은 중생대 백악기 라라미드 조산운동(Laramide orogeny)에 의해 남서쪽 방면으로 경사져 있다(Seol et al., 2015; Fig. 1).
그로스몬트층은 상부에서 하부로 UG3 (Upper Grosmont 3), UG2 (Upper Grosmont 2), UG1 (Upper Grosmont 1), LG (Lower Grosmont)의 네 개의 탄산염 단위층서(unit)로 구성되어 있으며, 각 단위층서 사이에 석회질 셰일층인 SB3 (Shale Bed 3), SB2 (Shale Bed 2), SB1 (Shale Bed 1)이 수 십cm에서 수m의 두께로 협재되어 있다(Buschkuehle et al., 2007; Fig. 1). 그로스몬트층 상부에 해당하는 UG3과 UG2는 대부분 돌로마이트로 구성되어 있으며 소량의 석회암이 분포하고 있는 반면, 하부에 해당하는 UG1과 LG는 부분적으로 돌로마이트화작용이 진행되었으나 대부분 석회암으로 구성되어 있다(Machel et al., 2012; Seol et al., 2015).
본 연구에 이용한 10-36-81-17W4, 1-16-92-21W4 코어는 그로스몬트층 동쪽 경계인근에서 시추된 코어시료들이다(Fig. 1). 10-36-81-17W4 코어는 지하 296 m부터 357 m사이에서 시추된 코어시료로 코어 상부에서는 돌로마이트가 우세한 경향을 나타내나 하부로 갈수록 팩스톤(packstone), 머드스톤(mudstone) 등의 석회암이 주로 관찰된다(Fig. 2). 1-16-92-21W4 코어는 지하 259 m에서 303 m 사이에서 시추된 코어시료로써 SB2와 SB1, 그리고 LG를 제외한 단위층서로 구성되어 있다(Fig. 2). 코어 대부분은 돌로마이트로 구성되어 있으며 코어 하부의 일부 심도에서는 녹색셰일이 관찰된다(Fig. 2). 10-36-81-17W4와 1-16-92-21W4 두 코어에서 SB층을 제외한 각 탄산염 단위층서(UG3, UG2, UG1, LG)의 특징을 잘 나타내는 24개의 시료를 선정하여 지화학 분석을 수행하였다(Fig. 2).
분석방법
시료의 지화학적 분석을 실시하기 위해 전처리작업을 수행하였다. 먼저 시료를 흐르는 수돗물에 깨끗이 세척한 후 상온에서 24시간 건조하여 2～3 cm의 크기로 절단하였다. 절단된 시료 중 일부는 광물의 주성분 원소 분석 및 편광현미경 관찰을 위해 박편으로 제작하였고, 다른 일부는 동위원소 분석을 위해 마노절구(agate-mortar)를 이용하여 10 μm 이하의 입도로 미세하게 분말화하였다. 무기지화학적 분석을 위한 시료는 NIGOGA 4.0 (The Norwegian Industry Guide to Organic Geochemical Analyses Edition 4.0; Weiss et al., 2000)의 절차에 따라 시료에 포함된 유기물을 제거한 후 24시간 상온에서 건조하여 준비하였다(Choi et al., 2011).
코어시료 내 구성 광물을 확인하기 위해 한국지질자원연구원(Korea Institute of Geoscience and Mineral Resources, KIGAM)에서 보유 중인 일본 Rigaku사의 SmartLab X-선 회절분석기(X-Ray Diffractometer, XRD)를 이용하였다. 가속전압 40 kV와 전류 30 mA를 사용하여 X-선을 발생시켰으며, 특성 X-선의 파장은 Cu-Kα선(1.5056Å)을 사용하였다. X-선의 입사각 측정범위 2Ɵ는 5～55°이며 스캔속도는 3°/min이다. 측정한 회절패턴으로부터 각각의 광물을 식별하기 위해 영국 Oxford Cryosystems사의 Crystallogr-aphica Search-Match 프로그램을 사용하였다. 구성광물의 함량은 Chung (1974)과 Bayliss (1986)의 방식을 이용하여 정량화 하였다.
코어시료 내 구성 광물의 주성분 원소를 분석하기 위하여 경상대학교 공동실험실습관에서 보유 중인 JEOL사 JXA-8100 전자현미분석기(Electron Probe Micro Analyzer, EPMA)를 이용하였다. 분석 시 전기전도도 효율을 높이기 위해 Leica사의 탄소코팅기(Leica EM CED 030)를 이용하여 연마된 박편 표면을 탄소코팅하였다. 분석조건은 가속 전압 15 kV, 조사빔 전류 20 nA, 조사빔 크기 3～5 μm를 사용하였으며, 분석원소의 분석시간은 20초, 배경값 분석시간은 10초를 두고 분석하였다.
코어시료 내 스트론튬 동위원소비(87Sr/86Sr)를 분석하기 위해 한국기초과학지원연구원 오창센터(Korea Basic Science Institute, KBSI)에서 보유 중인 VG Isotech사의 VG 54-30 열이온화 질량분석기(Thermal Ionization Mass Spectrometer, TIMS)를 이용하였다. 분석을 위해 10 μm 이하의 입도로 분말화한 시료 0.1 g을 테프론 용기에 혼합산(HF:HClO4)과 혼합하여 12시간 이상 가열한 후, 용액을 기화시킨 뒤 다시 2.5N 염산(HCl) 0.5 ml로 녹였다. 준비된 시료들은 양이온 교환칼럼(AG50W-X8, H+ form, 200-400#)을 이용하여 Sr을 분리하였다. 분석은 질량분별효과를 보정하면서 동적인 모드(dynamic mode)로 실시되었으며, 분석 신뢰도를 알아보기 위해 NBS987(87Sr/86Sr=0.710248±0.000003; N=30, 2σ standard error) 표준시료가 사용되었다.
코어시료 내 산소동위원소(δ18O)를 분석하기 위해 한국기초과학지원연구원 오창센터에서 보유 중인 Thermo Scientific사 Delta V Plus 안정동위원소 질량분석기(Stable Isotope Ratio Mass Spectrometer, SIRMS)를 이용하였다. 10 μm 이하의 입도로 분말화한 시료 0.01 mg을 70°C의 온도에서 105% 인산(H3PO4)에 일주일간 반응시킨 후 발생된 이산화탄소(CO2)를 분리하였다. 분리된 이산화탄소는 헬륨가스와 함께 질량분석기에 이동되어 분석된다. 분석에 사용한 표준물질은 NBS-19, NBS-18과 자체 표준물질인 CC-M이다. 반복 분석된 표준시료의 분석정밀도는 ±0.1‰ 이내이다.
결과 및 토의
구성 광물 특성
두 탄산염암 코어시료를 구성하고 있는 주요 구성 광물들은 Table 1과 같다. 10-36-81-17W4 코어의 상부에 해당하는 UG3과 UG2는 돌로마이트가 우세한 경향을 나타내지만, UG1에서는 돌로마이트와 방해석이 혼합된 형태를 보이며 하부 층서인 LG에서는 방해석이 우세한 경향을 나타낸다(Table 1). 반면에 1-16-92-21W4 코어는 전 단위층서에 걸쳐 돌로마이트가 우세한 경향을 나타내며, 일부 시료에서 석영과 사장석이 관찰되지만 그 함량은 미미한 편이다(Table 1).
Table 1. Modal compositions (%) of two Grosmont carbonate cores (10-36-81-17W4 and 1-16-92-21W4) measured by XRD. Cal = Calcite; Dol = Dolomite; Qtz = Quartz; Pl = Plagioclase; Kfs = K-feldspar |
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기존의 연구 결과들(Kil et al., 2012; Seol et al., 2013; Seol et al., 2015)을 종합하면 그로스몬트층은 대부분 돌로마이트로 구성되어 있으며, 심도가 깊어질수록 방해석이 우세하게 나타나는 경향이 있다(Kil et al., 2012; Seol et al., 2013; Seol et al., 2015). 그러나 이번 연구 코어시료와 기존 연구된 코어시료 일부에서는 전 단위층서가 돌로마이트로만 구성된 특징이 관찰되었다. 이러한 특징은 그로스몬트층이 지역적으로 후기 속성작용의 영향을 받았을 가능성이 있음을 의미한다(Seol et al., 2015). 이번 연구 코어시료뿐만 아니라 기존 연구된 코어시료들 대부분은 석영, 사장석, 정장석 등의 쇄설성 퇴적물과 소량의 황철석이 관찰되는 특징을 보인다(Kil et al., 2012; Seol et al., 2013; Seol et al., 2015; Table 1).
돌로마이트 결정의 형태학적 특성
돌로마이트는 결정의 크기, 결정의 형태에 따라 세부적으로 분류할 수 있다. Lucia (1995)는 Dunham의 탄산염암 분류체계를 기반으로 돌로마이트를 분류하면서 결정 크기에 따라 20 μm 이하인 경우는 세립질, 20～100 μm는 중립질, 100 μm 이상인 경우는 조립질로 분류하였다. Sibley and Gregg (1987)는 돌로마이트를 결정의 형태에 따라 자형, 반자형, 타형으로 구분하였다. Lucia (1995)와 Sibley and Gregg (1987)의 분류 기준에 따라 그로스몬트층 내 돌로마이트는 크게 RD1(세립질, 자형 또는 반자형), RD2(중립질, 반자형), RD3(중립질, 자형), RD4(조립질, 반자형), RD5(조립질, 자형)의 5가지 타입으로 분류된다. 이번 연구코어(10-36-81-17W4, 1-16-92-21W4) 내 돌로마이트의 형태학적 분류결과는 Table 2와 같으며, 기존에 연구된 시추코어(Kil et al., 2012; Seol et al., 2013; Seol et al., 2015) 내 돌로마이트와의 종합적인 분류 결과는 Fig. 3과 같다.
Fig. 3
The number of dolomite types in each carbonate unit, and photomicrographs of dolomites from the Grosmont Formation (Kil et al., 2012, Seol et al., 2013, Seol et al., 2015). RD1=Fine crystalline dolomite with euhedral and subhedral, RD2=Medium crystalline dolomite with subhedral, RD3=Medium crystalline dolomite with euhedral, RD4=Coarse crystalline dolomite with subhedral, RD5=Coarse crystalline dolomite with euhedral.
돌로마이트 결정의 크기와 형태는 돌로마이트 형성 당시 주변 환경의 변화와 밀접한 관련이 있다(Sibley and Gregg, 1987). 결정핵의 생성속도와 결정의 성장속도는 돌로마이트 결정이 성장하는데 중요한 영향을 미치는 인자로서 결정핵의 생성속도가 결정의 성장속도보다 빠르면 그 결과로 생성된 돌로마이트 결정의 크기는 작아지게 된다(Amthor and Friedman, 1991; Ozkan and Dinc, 2011; Kirmaci, 2013). 돌로마이트 결정의 크기가 작은 경우 일반적으로 천부환경에서 석회성분의 이질퇴적물이 기질로 작용하여 형성되는 반면, 결정의 크기가 큰 경우 온도가 높거나 비교적 깊은 심도의 환경에서 형성되었다는 것을 의미한다(Al-Awadi et al., 2009; Ozkan and Dinc, 2011; Kirmaci, 2013).
10-36-81-17W4 코어의 UG3과 UG2는 주로 RD1 타입의 돌로마이트로 구성되어 있으며, UG1과 LG는 주로 RD2, RD3, RD4 타입의 돌로마이트로 구성되어 있다(Table 2). 1-16-92-21W4 코어의 UG3과 UG2는 RD1, RD2, RD3 타입의 돌로마이트로 구성되어 있는 반면, UG1은 RD4 타입의 돌로마이트가 우세하다(Table 2).
RD1 타입이 우세하고 부분적으로 RD2와 RD3 타입의 돌로마이트가 관찰되는 UG3과 UG2는 조하대에서 조간대 사이의 천부환경에서 퇴적된 석회성분의 이질퇴적물이 돌로마이트 결정으로 성장하는 초기 속성작용의 단계를 거쳐 형성된 것으로 판단할 수 있다(Ozkan and Dinc, 2011; Kirmaci, 2013). 반면에 RD2, RD3, RD4 타입의 돌로마이트가 주로 나타나는 UG1과 LG는 비교적 깊은 심도의 매몰환경에서 돌로마이트가 형성되었을 가능성이 높은 것으로 판단된다(Ozkan and Dinc, 2011; Kirmaci, 2013).
기존 연구 결과들(Kil et al., 2012; Seol et al., 2013; Seol et al., 2015)과 종합해보면 RD1 타입의 돌로마이트는 전반적으로 그로스몬트층 상부인 UG3이나 UG2에서 주로 관찰된다. RD2 타입과 RD3 타입의 돌로마이트는 그로스몬트층의 얕은 심도인 UG2와 UG1에서 주로 관찰되며, 결정의 크기가 상대적으로 큰 RD4와 RD5 타입의 돌로마이트는 그로스몬트층 하부의 UG1과 LG에서 두드러지게 나타난다(Kil et al., 2012; Seol et al., 2013; Seol et al., 2015; Fig. 3). 전반적으로 그로스몬트층 심도가 증가할수록 돌로마이트 결정 크기는 점차 증가하는 경향을 나타낸다(Fig. 3). 이러한 경향은 그로스몬트층의 상부는 천부환경에서 주로 형성되었으나 하부는 상대적으로 깊은 매몰환경에서 형성되었다는 것을 지시한다.
돌로마이트 형성 환경 변화
두 코어시료 내 주 구성 광물인 돌로마이트의 주성분 원소 분석결과는 Table 3과 같다. 10-36-81-17W4 코어시료 내 돌로마이트의 CaO 함량은 30.4～34.9wt%이며, MgO 함량은 17.2～20.6wt%이다. 1-16-92-21W4 코어시료 내 돌로마이트의 CaO 함량은 29.8～31.1wt%이며 MgO 함량은 20.0～20.7wt%이다. 10-36-81-17W4 코어에서는 층상부에서 하부로 갈수록 MgO 함량은 감소하고, CaO 함량은 증가하는 경향을 보인다(Table 3).
Table 3. Major mineral compositions (wt%) of the dolomites in two Grosmont carbonate cores (10-36-81-17W4 and 1-16-92-21W4) measured by EPMA |
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돌로마이트 내 Mg/Ca 비는 돌로마이트 생성 당시 속성수(dolomitizing fluid)와 밀접한 관련이 있는 인자로써 다양한 퇴적 환경의 변화를 지시한다(Sass and Katz, 1982; Kaczmarek and Sibley, 2011). 지표 부근에서 생성된 돌로마이트는 해수에서 Mg2+가 지속적으로 공급되면서 형성된 관계로 Mg/Ca 비가 거의 1:1로 나타나는데 이를 스토이키오메트릭(stoichiometric) 돌로마이트로 정의한다(Sass and Katz, 1982). 반면 지하 깊은 곳의 매몰환경에서는 공극수에 녹아있는 Ca2+ 함량이 상대적으로 높아, 매몰환경에서 형성된 돌로마이트의 Ca 함량은 상대적으로 높다(Sass and Katz, 1982; Kaczmarek and Sibley, 2011). 이로 인해 매몰환경에서 형성된 돌로마이트 내 Mg/Ca 비는 지표환경에서 형성된 돌로마이트 내 Mg/Ca 비보다는 낮다.
돌로마이트가 우세하게 나타나는 UG3과 UG2 상부 층서 내 돌로마이트의 Mg/Ca 비는 1에 가깝게 나타나지만, UG2 하부와 UG1, LG 내 돌로마이트는 Ca 함량이 비교적 높아서 Mg/Ca 비는 상대적으로 낮게 나타난다(Fig. 4). 따라서 돌로마이트가 우세한 10-36-81-17W4 코어의 UG3과 UG2 상부 층서 내 돌로마이트는 지표 부근의 천부환경에서 형성되었으며, UG2 하부와 UG1, LG 내 돌로마이트는 매몰환경에서 생성되었을 가능성이 높은 것으로 사료된다(Machel et al., 2012). 반면에 1-16-92-21W4 코어 내 돌로마이트는 대부분 천부환경에서 형성된 것으로 해석된다.
Fig. 4
Mg/Ca ratios of dolomites from both cores (10-36- 81-17W4 and 1-16-92-21W4) with previous studied cores from Grosmont Formation (Sass and Katz, 1982; Kil et al., 2012, Seol et al., 2013, Seol et al., 2015).
두 연구코어시료와 유사하게 기존 연구 시료들에서도 돌로마이트의 구성비가 높은 그로스몬트 상부층에서는 Mg/ Ca 비가 높게 나타나는 반면, 방해석의 구성비가 높은 그로스몬트 하부층에서는 Mg/Ca 비가 낮게 나타나는 경향이 관찰된다(Kil et al., 2012; Seol et al., 2013; Seol et al., 2015; Fig. 4). UG3은 대부분 스토이키오메트릭한 돌로마이트로 구성되어 있어 대부분 천부환경에서 형성되었을 것으로 판단된다(Fig. 4). UG2와 UG1은 주로 스토이키오메트릭한 돌로마이트로 구성되어 있으나, 10-36-81-17W4 코어와 같이 부분적으로 Mg/Ca 비가 낮은 돌로마이트도 존재한다(Fig. 4). 이러한 특징은 UG2와 UG1 또한 전반적으로 천부환경에서 형성되었으나 퇴적 이후 매몰환경에서 부분적으로 추가적인 돌로마이트화작용이 일어났음을 암시한다. 반면에 LG는 대부분 Mg/Ca 비가 낮은 돌로마이트로 구성되어 있어 매몰환경에서 형성된 것으로 사료된다(Fig. 4).
돌로마이트의 속성수와 생성온도
두 코어시료 내 87Sr/86Sr와 δ18O의 분석결과는 Table 4와 같다. 10-36-81-17W4 코어시료 내 돌로마이트의 87Sr/86Sr는 0.7081～0.7083이며 1-16-92-21W4 코어시료 내 돌로마이트의 87Sr/86Sr는 0.7081～0.7084로 측정되었다. 두 코어시료 내 87Sr/86Sr는 거의 일치하며, 변위폭 또한 비교적 좁은 범위로 수렴한다(Fig. 5).
Fig. 5
87Sr/86Sr isotopic compositions in both cores (10-36- 81-17W4 and 1-16-92-21W4) with previous studied cores from Grosmont Formation (Veizer et al., 1999; Kil et al., 2012, Seol et al., 2013, Seol et al., 2015).
Table 4. 87Sr/86Sr and δ18O compositions (‰) and formation temperatures (°C) of the dolomites in two Grosmont carbonate cores (10-36-81-17W4 and 1-16-92-21W4) |
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고생대에 번성했던 추치류 및 완족류 화석에 대한 동위원소 분석결과 데본기 해수의 87Sr/86Sr는 0.7077～0.7090이다(Veizer et al., 1999; Fig. 5). 분석을 통해 확인된 두 코어시료 내 돌로마이트의 87Sr/86Sr는 0.7081～0.7084로 데본기 해수의 87Sr/86Sr와 일치한다(Fig. 5). 이는 두 코어시료 내 돌로마이트의 속성수는 데본기 해수임을 의미한다.
기존 연구문헌들에서 분석된 그로스몬트층 돌로마이트의 87Sr/86Sr는 0.7081～0.7086로 두 코어시료의 87Sr/86Sr와 거의 일치하는 경향을 나타낸다(Kil et al., 2012; Seol et al., 2013; Seol et al., 2015; Fig. 5). 따라서 그로스몬트층 내 돌로마이트를 생성시킨 속성수는 데본기 해수인 것으로 해석할 수 있다.
10-36-81-17W4 코어시료 내 돌로마이트의 δ18O는 –4.1～–3.6‰이고, 1-16-92-21W4 코어시료 내 돌로마이트의 δ18O는 –4.7～–3.9‰로 좁은 범위를 보인다(Table 4).
탄산염암 내 δ18O는 탄산염암의 생성 당시의 온도를 추정할 수 있는 지시자로써 자주 이용된다(Wenzel and Joachimski, 1996; Joachimski et al., 2004; Geldern et al., 2006). 다양한 연구를 통해 얻어진 실험식들과 δ18O 분석결과를 이용하여 돌로마이트와 해수 사이의 분별계수(fractionation factor)를 산정한 후, 돌로마이트의 생성온도를 추정할 수 있다(Friedman and O`Neil, 1977; Matthews and Katz, 1977; Land, 1985; Vasconcelos et al., 2005). Vasconcelos et al. (2005)는 상대적으로 낮은 온도(25～45°C) 조건에서 돌로마이트와 해수 사이의 분별계수를 이용하여 돌로마이트의 생성온도를 식 (1)을 이용하여 추정하였다.
1000lnαdolomite-water=2.73×106T-2+0.26 (1)
여기서 α는 돌로마이트와 해수 사이의 분별계수를 의미하며, T는 돌로마이트의 생성온도(Kelvin)를 의미한다. 돌로마이트화작용이 일어난 이후 추가적인 속성작용의 영향이 없었다는 가정 하에 대부분 돌로마이트로 구성된 시료들만을 선정하여 돌로마이트의 생성온도를 추정하였다. 생성온도를 계산하기 위해 데본기 해수의 δ18O는 –1‰로 가정하였고(Joachimski et al., 2004), δ18OVPDB와 δ18OVSMOW사이의 변환은 Coplen (1995)의 식 (2)를 이용하였다.
δ18OVSMOW=1.03092δ18OVPDB+30.92(‰) (2)
위 실험식 식 (1)으로 계산한 10-36-81-17W4 코어와 1-16-92-21W4 코어시료 내 돌로마이트의 생성온도는 42～48°C으로 비교적 낮은 온도범위를 보인다(Table 4).
기존 연구자들이 δ18O를 이용하여 추정한 그로스몬트층 내 돌로마이트의 생성온도는 30～60°C이다(Kil et al., 2012; Seol et al., 2013; Seol et al., 2015). 이번 연구에서 두 개의 시추코어로부터 추정된 돌로마이트 생성온도가 기존 이 지역의 다른 연구 결과들에 의해 추정된 생성온도와 매우 유사하다는 것을 알 수 있다.
결 론
10-36-81-17W4 코어는 심도의 변화에 따라 돌로마이트 형성 환경의 변화가 두드러지게 나타난다. UG3과 UG2 상부는 천부환경에서 초기 속성작용의 영향을 받아 형성된 돌로마이트로 구성되어 있는 반면, UG2 하부와 UG1, LG는 심부 매몰환경에서 형성된 돌로마이트로 구성되어 있다. 1-16-92-21W4 코어의 UG3과 UG2는 천부환경에서 초기 속성작용의 영향을 받아 형성된 돌로마이트로 구성되어 있으나, UG1은 심부 매몰환경에서 형성된 돌로마이트로 구성되어 있다. 동위원소분석을 통해 확인된 두 코어시료 내 돌로마이트는 데본기 해수가 속성수로 작용하여 생성되었으며, 생성온도는 42～48°C로 추정된다.
기존 연구 결과들(Kil et al., 2012; Seol et al., 2013; Seol et al., 2015)과 본 연구 결과를 종합하면 그로스몬트층은 전체적으로 불균질한 특성이 두드러지게 나타나며 지층의 상부와 하부 사이의 형성 환경에서 부분적인 차이를 보인다. 전반적으로 상부층인 UG3과 UG2는 천부환경에서 형성되었으며, 하부층인 UG1과 LG는 천부환경에서 형성된 이후 심부 매몰환경에서 돌로마이트화작용을 받았다. 본 연구와 기존 연구 결과들을 종합해볼 때, 그로스몬트층 내 돌로마이트는 데본기 해수가 속성수로 작용하였으며, 30～60°C의 비교적 낮은 온도에서 생성된 것으로 추정된다.
