[拼音]：guqihouxue

[外文]：paleoclimatology

研究地质时期气候形成的原因、过程、分布及其变化规律的学科。地质时期的气候状况，只能通过它的物质记录保存下来，但这一记录也只是一个不完整的记录。即根据物质成分、沉积岩结构特点和生物，按一定的理论和方法推断各地质时代的气候。古气候学的研究与地质学、古生物学、地球化学、同位素化学、大气物理学和天文学等密切相关。

19世纪早期，古气候的研究材料主要来源于欧洲和北美。由于当时北美前寒武纪晚期冰川沉积尚未发现,所以认为整个地质时期的气候都是温暖的,直到第三纪气候才开始变冷，到第四纪更新世出现冰川。把高纬度地区指示温暖气候的沉积与化石，认为是热带或亚热带气候曾达到极地附近的证据。19世纪后期至20世纪初期，在南大陆发现晚古生代冰碛物以后，地质学家不再把冰川看作是更新世特有的古气候现象。对高纬度地区曾存在温暖气候的事实产生了另一种解释，即地质时期古地理面貌与现在不同，各大陆及相对的极地曾发生过大规模的位移。这就是A.L.魏格纳大陆漂移说的基础之一。与此同时,先后有不少论述古气候的论著,从而奠定了古气候学的基础。50年代以后，利用现代大气物理学研究成果，古气候学在研究方法、测试技术、古气候成因研究以及应用上都有较大的发展。还把地球的热平衡、辐射分布、大气环流、洋流、气候带等理论应用到古气候的研究中去。此外，还对影响古气候的地内和地外原因进行深入探讨。另一重要的进展是根据氧同位素对古气温的测定。60年代以后，古代海洋和大陆温度定量恢复方法的发展，对第四纪大冰期陆、海、冰古地理的恢复，大气海洋一般环流模式及冰期气候的模拟，及地球轨道变化对气候的影响的研究等，使古气候学取得了很大发展。

按研究的侧重点不同，古气候学可以分为以下4个方面：

（1）记述古气候学，或称普通古气候学。它研究古气候的各种生物、沉积标志，如化石或岩石代表在什么气候条件下生长或形成的，根据这些记录恢复某地区在一定时期的古气候。它与沉积岩岩石学、岩相古地理、古生物学、古生态学、古生物地理和同位素化学有密切的关系。

（2）成因古气候学。在恢复和记述古气候的基础上，进一步探讨古气候的成因及过程，它涉及地球物理学、大气物理学、现代气候学、板块构造学和天文学等。气候与太阳和地球间缓慢变化，以及与太阳辐射、太阳黑子活动周期等有关。此外，如地磁极变动、黄道倾斜(即地球自转轴的倾斜度)、地球自转速度变化、地壳外表山脉的形成、火山爆发、大气圈的演化、洋流的改变等都影响气候。

（3）应用古气候学。在恢复某一时期某些地区古气候的基础上，推测在该种气候条件下可能形成的矿产，指导矿产资源的寻找和勘探。这需要与成因矿床学、成因矿物学、地球化学、大地构造学等结合起来研究。

（4）历史古气候学。其内容是论述各地质时代古气候及其演化。

生物都是在一定的环境中生存的，生物的演化也是生物不断适应周围环境的结果。因此，生物能反映其所生存的环境，如生物的分异度，从赤道向两极呈现由高到低的梯度变化，反映了当时的气候状况。热带生物最丰富，温带动、植物种类较少，而南北极最为贫乏。北美陆生鸟类和哺乳类，都是随纬度的降低而分异度增高，如鸟类从40个种增加到660种,哺乳动物由20个种增加到130个种,植物界也有类似的情况。中、南美热带雨林1公顷面积有40～100个不同的种，北美东部落叶林带只有10～30个种，加拿大北部针叶林带，仅有1～5个种。除纬度外，海拔高度、湿度和水深等也影响生物的分异度。

一般来说，用植物化石来判断古气候是比较可靠的，其次是底栖固着的无脊椎动物。脊椎动物小型两栖类、爬行类由于有冬眠的习性，在较冷的气候条件下还能生存。而大型的爬行类如鳄，绝大多数分布在热带和亚热带，只有很少的代表分布在温带。所以丰富的大型爬行类化石的存在，标志着温暖的气候。无脊椎腔肠动物的造礁珊瑚几乎全部生活在热带，它们不能生活在低于16～17℃的条件下,一般在25～30℃的条件下,个体丰度及分异度较大。目前地球赤道两侧热带和亚热带的浅海,广泛分布着珊瑚礁。这一地区水面年平均温度约18～30℃。这样，在地层中如发现大量由珊瑚等形成的生物礁，就可以推测，这种地层分布的地区应属于热带、亚热带的浅海环境。腕足动物的舌形贝是一种“狭温动物”，它只在热带和亚热带的浅海与潮汐带生活。晚古生代的（虫筳）类和新生代的货币虫也是温暖海水中的无脊椎动物。南大陆二叠纪双壳类的宽铰 属 (Eurydesma)是典型的冷水型标志。叠层石是生物成因的沉积构造，它是蓝绿藻与碳酸钙相互作用的结果。而钙质藻在热带、亚热带浅海水域最为发育。钙质绿藻几乎全部生活于热带地区，只有少数几个种分布于温带。中石炭世至早二叠世，随着植物类群的迅速演化繁育，分布地区日益扩大。在北半球的聚煤地带，生长着茂盛的陆生植物，具有高大的树干和密厚的枝叶,同现代的热带丛林酷似。从石炭-二叠纪植物的器官分析，它们还缺少完善的防止水分蒸发的表皮层，木质部分和厚壁细胞均不发育,没有年轮,多数为乔木。由此推断，当时的气候既温暖又潮湿，大约相当于现今的热带和亚热带雨林地区。然而,在约3亿年前的南半球，景观却不是这样，从地层中采到的植物化石是以舌羊齿(Glossopteris)为主，属于旱生植物，大都是矮小的灌木状或类似草本的类型,树叶紧密排列,而且坚厚，木质部分具有年轮,植物群的种类相当单调,数量贫乏。由此推断，石炭纪、二叠纪南半球的气候可能既寒冷又干燥。格陵兰等地位于北极圈内,气候寒冷,常年冰雪覆盖。在距今1000万年前的地层中，发现了象木兰、棕榈等常绿乔木的植物化石，这些植物现仅见于热带。这说明格陵兰等地在1000万年前属热带气候。不仅植物可以反映古气候的特征，而且年轮和一些植物器官也可用来分析气候，如植物叶片的叶级（叶片面积的大小）、叶缘、滴水尖的有无、叶型、叶脉类型、叶脉密度、叶片角质层厚度和叶基形态等。

一些岩石的形成有它的古气候意义，如冰碛岩、冰川漂砾和冰川纹泥代表寒冷冰川或大陆冰盖气候。元古宙晚期冰碛岩的分布广泛。冈瓦纳古陆晚石炭世、早二叠世的冰碛岩分布更引人注目。在干旱、半干旱地区可以形成蒸发岩，如石膏、硬石膏、钾盐、盐岩等。此外，还有风成的沙漠或沙丘。干旱地区的古土壤中由于植物贫乏，难于形成厚的有机质层，渗流水量也很少，碱金属和碱土金属被带走的很少，pH值很高，从而产生碱性环境，有利于风化壳（见风化作用）中蒙脱石的形成，也有利于钾长石的保存。由于溶解度低，使溶解在水中的钙质在碱性条件下沉淀在土壤剖面中，形成钙质层或结核，溶解于水中的SiO2也可以形成硅质壳。这些土壤也可反映古气候特征。在潮湿的气候条件下，有利于植物的生长繁盛。地球上大面积森林常年累月的生长，为后来形成的煤田创造了有利条件。因而煤的生成及含煤岩系代表潮湿气候。在温暖潮湿气候条件下，发生风化作用时，广泛形成水云母，也可含有高岭土（见高岭石）。在炎热潮湿气候条件下，有更多可溶离子被地下水带走，导致铁、铝氧化物聚集，形成红土风化壳和铝土矿。在红土风化壳中没有方解石、白云石和盐类矿物。即使在母岩为碳酸岩类的地区，也不含碳酸岩的碎块。因为它们在酸性介质中被溶解带走。在寒冷潮湿的环境里,由于微生物活动促使铁质沉淀,在土壤上部形成一个褐铁矿结壳。海相磷块岩和化学成因的碳酸岩是温暖或炎热气候的标志，鲕状灰岩是炎热气候的标志。

任何元素同位素的分馏系数都与温度有关，原则上都可以作为地质过程的温暖标志。目前同位素温标主要用于较低温度范围内的温度测量，它在古气候测定方面显示了特殊的优越性，其中氧、碳、氢同位素温度计应用最广泛。此外，有用氨基酸外消旋法、惰性气体溶解度法和微量元素法来测定环境温度或古海水温度等。地球物理学方法主要是通过古地磁的研究确定古纬度，阐明地球气候变化与地球磁场变化的关系。

元古宙晚期有全球性冰期出现，代表普遍的寒冷气候。寒武纪时气候转暖，当时各个分散的大陆板块和冈瓦纳古陆的大部地区都处于赤道附近。因此，在西伯利亚、澳大利亚和我国西南地区都发现了蒸发岩沉积。奥陶纪早、中期，海侵广泛,气候温暖,但奥陶纪晚期至志留纪初期，则在西冈瓦纳大陆（北非、南美、南欧）发生了大规模的大陆冰盖和冰海沉积，代表寒冷的极地气候。东冈瓦纳大陆和其他陆块仍处于赤道附近。在北美、西伯利亚和我国华北地区有蒸发岩沉积，推测为干热的古气候条件。志留纪早期与奥陶纪晚期古气候情况相似，以后气候转暖，冰川溶化，海侵加大。志留纪时,西冈瓦纳大陆大部已脱离极地气候区,处于温凉气候带，同时出现了Malvinokaffric冷温水动物群。仅在南美仍有少量冰川沉积，代表寒冷的极地气候。冈瓦纳古陆东部澳大利亚已移至赤道附近，并有蒸发岩沉积。其他陆块大部处在赤道附近。北美有重要的盐类沉积和珊瑚礁，代表热带气候。西伯利亚板块位于古北纬约30°～40°位置,其南北方向与现在相反,所以阿尔泰、大兴安岭一带出现图瓦贝动物群，可能代表北温带的温凉气候。晚古生代地球上北大陆气候是温暖的，但古气候变化中最引人注目的是晚石炭世至早二叠世南大陆上大规模冰川活动。大陆冰盖中心最初位于南非，以后经南极洲向澳大利亚移动，至早二叠世晚期之后消失。由于植物大量繁盛，大气中二氧化碳含量降低，氧含量增加，由于太阳紫外辐射的光化作用，在地球上空大气平流层内产生臭氧层。臭氧层能吸收危害生命的太阳紫外辐射，这对古生代生物的演化发展并由海域登上陆地起了促进作用。中、新生代的气候是早期以干燥气候为特点，中期温暖潮湿气候遍布全球,晚期则逐渐转冷,出现大冰期。到全新世全球气候普遍转暖。

参考书目

刘本培主编：《地史学教程》，地质出版社，北京，1986。

参考文章

古气候学Paleoclimatology地球科学

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