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古气候
paleoclimate
指现代气候以前的，包括历史气候和地质时期气候(见)。在地质学上，指地质时期气候。古气候的研究，在和气象学上，对于了解气候变迁、现代气候的形成、自然地理环境的演变有重要作用；在地质学上，对于地层划分和对比，地壳演化研究以及矿产资源成因和探测都有指导意义。
研究简况 地球气候变迁遗留的痕迹很早就被人们所注意。中国北宋时期的通过对延州（今陕西省北部）化石的观察，提出在当时气候条件不宜竹类生长的延州可能在“旷古以前,地卑气湿而宜竹”的观点1686年，英国R.胡克根据波特兰角的海龟化石和巨大的菊石，认为该地过去气候曾经是比较温暖的。1840年，瑞典根据阿尔卑斯山的冰川堆积，第一次提出地球气候史上曾出现过气候。20世纪初，德国和E.布吕克纳著《冰川时期的阿尔卑斯山》，将阿尔卑斯山第四纪大冰期划分为4个冰期(后又划分成5个冰期)。20世纪以来，许多学者对古气候进行了研究。中国曾对历史气候作了大量研究，他的《中国近五千年来气候变迁的初步研究》(1972)一文受到国内外有关学者的普遍注意。
研究方法 地球上仪器观测的气候记录，最长不过二、三百年。有两类资料可以把气候记录延长到没有仪器观测的年代：一类是历史资料，如考古发掘物、历史文献等;另一类是各种天然气候记录,包括树木年轮（见）、地层中的生物化石、植物孢粉、各类沉积物的特征，以及各种自然地理因子变迁的痕迹等。这些天然气候记录有连续的，也有间断的，其适用的地理范围、研究的时期及在气候上的意义也都不相同。时期愈早，古气候记录愈少。
地质时期气候研究主要包括寻找古气候证据和确定证据年代（称为断代技术）两个步骤。前者采用地质学方法、地理学方法和同位素方法（物理学方法）等。地质学方法是根据生物生存条件、岩层和沉积矿床的形成与气候的关系，通过对地层中生物化石和沉积物等特性的研究，阐明地质时期气候在时间和空间上的分布和变化规律。例如：煤层的存在，可以推断为湿润气候；出现,可推断为温暖气候;有石膏、岩盐，可推断为干燥气候。此外，通过地层中植物孢粉判别母体植物的种属，可推测过去的及其相应的气候。地理学方法主要是考察自然地理环境的变迁，如海平面的升降、和水位的变化、和的进退、沙漠和冻土以及森林等界限的推移，用以估计相应的气候演变。同位素方法是利用元素同位素含量和比值来推测过去气候的温度，其中以氧同位素方法应用最广。例如，利用氧同位素比值可以测定极地冰原不同冰层形成时的温度状况。自然界的氧有氧－16、氧-17、氧-18三种同位素。在冰层形成时，气温越低，其中氧-16和氧-18的比值越高。因此，可以根据氧-16和氧-18比值的变化，了解第四纪海面温度的变化。氧同位素方法同样可用于测定钟乳石和树木年轮形成时的温度。利用碳-13和碳-14的比值，也可推测过去的温度，但应用不太广泛。
断代技术是确定各种证据形成的顺序和年代。可分为相对断代和绝对断代。相对断代只说明证据在形成时间上的新老顺序，主要依据古生物方法加以划分，如孢粉断代、地层学断代等。绝对断代是明确给出证据形成的绝对年代，主要是根据岩石中放射性同位素蜕变产物的含量加以测定的。
历史气候研究主要利用历史文献和考古发掘物中关于气候的证据，分析历史时期的气候状况。
气候史 地球起源以来的约46亿年中，气候曾发生过多次巨大变化。现在人们还无法了解地球早期的气候状况，只能通过某些直接和间接的方法推测约20亿年以来的气候变化。前寒武纪以来，至少出现过多次全球性的大冰期。
一般认为，对地质时期温度的估计从中生代（距今2.3～0.67亿年）起才比较可靠。据H.弗洛恩估计,中生代时的年平均温度在两极附近为8～10℃,低纬度热带地区为25～30℃。
新生代（距今约6700万年以来）气候的主要特征是中纬度温度缓慢地下降（见图[新生代以来中纬度气温变化]），而热带地区却无明显变化。它导致南极洲冬季降雪，山岳冰川逐渐增加，大洋底水温下降。大约在距今500万年以前,南极地区已出现冰盖。到250万年前,北半球冰岛等地区也开始出现山岳冰川，以后格陵兰等地的现代冰川又相继形成。于是，地球气候逐渐进入到一个新的大冰期，即第四纪大冰期。
第四纪大冰期开始时间有很大争论，但多数人认为始于距今 200万年以前。第四纪气候是以和中、高纬度山岳冰川为主要特征，统称为第四纪大冰期。在第四纪内，依据冰川覆盖面积的变化，可划分出几次冰期和间冰期。由于气候变化随地区的差异和研究方法的不同，各地划分的冰期有所不同（见）。
第四纪中以里斯冰期的冰川作用最为强烈，当时地球有十分之二到十分之三的大陆面积为冰川覆盖（现在约为十分之一）。在亚洲，冰盖到达贝加尔湖附近。
冰期气温平均比现代低 8～10℃。间冰期气温比现代高，北极地区气温较现在高10℃以上，低纬度地区也较现在高5～6℃。冰期和间冰期温度的巨大变化，导致其他气候要素和自然地理因子的变化：①雨带分布的变化。冰期时，极地冰原面积扩大，极地反气旋增强，极地高压带向中、低纬度地区扩展，迫使行星极锋带移至中、低纬度地区，导致中、低纬度地区低气压活动频繁，雨量充沛，湖水面积扩大。例如，亚洲中部、非洲北部和中部、北美洲西部等,在冰期时均为湿润地区,但在间冰期时，上述地区的气候常很干燥。②雪线的升降。冰期时,全球山岳雪线普遍下降,大多数山岳雪线下降1000～1400米，热带地区雪线下降700～900米。③海平面的升降。冰期时，地球表面的水相当大的一部分形成巨大冰盖而留在陆地上，海平面因此降低。例如，玉木冰期时的海平面比现代低约 100米。在间冰期最暖时期的海平面，可能比现代高出15～30米，甚至更高。④生物群落的迁移。在冰期时，冰川扩张，气候带向低纬度地区移动。在间冰期时，冰川退缩，极地地区气温升高，气候带向高纬地区移动。与气候带相应，生物群落也随之南北迁移。例如：克里米亚（里斯冰期）的地层里发现过北极狐、北极鹿化石；在南高加索，从冰期地层里发现过猛犸象化石，这些都属于极地动物。在间冰期，北冰洋沿岸有虎、麝香牛等喜温动物群活动。
冰后期（约从1万多年前开始）,全球气温逐渐上升，冰川覆盖的面积相应缩小，海平面随之上升，地球气候又进入较为温暖的时期。
参考书目
张家诚等编著：《气候变迁及其原因》，科学出版社，北京，1976。
H.H.Lamb, Climte: Present, Pst nd Future,Vol.2,Methuen & Co.,Londou,1977.
郑斯中 龚高法
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