成都平原
[拼音]：dizhi shiqi qihou
[外文]：climate of geological time
根據地質考察的各種證據（物質成分、沉積岩結構特點和生物化石等）推斷的地球各地質時代的氣候，又稱古氣候。
研究簡史
在歷史上早就有人注意到地球氣候變遷遺留下來的某些痕跡。中國北宋時期的沈括，從地層和生物化石的特徵中，判斷了地質時期發生過的氣候鉅變和海陸的演迭。1840年，瑞士人J.L.R.阿加西根據阿爾卑斯山地的冰川堆積，第一次明確提出地球氣候史上曾出現過冰期氣候。20世紀初期，德國人A.彭克和E.布呂克納出版了《冰期的阿爾卑斯》一書，將阿爾卑斯山地第四紀大冰期劃分為四個冰期（後又劃分成五個冰期），兩個冰期之間為比較溫暖的間冰期。這種劃分，後來被確認為第四紀大冰期分期的國際標準。在其他各大陸，後來也相應地發現古冰川和古生物的遺蹟。
中國在古冰川的研究中，較早地確認了西部山嶽冰川，關於東部冰川，也有過大量的研究。
氣候史
在地質史的幾十億年中，全球規模冰雪覆蓋的擴充套件和退縮相互交替，有時大陸上覆蓋著很大面積的冰原和冰川，氣候寒冷，這時期稱為冰期（又可稱大冰期）;冰原或冰川以較大幅度向低緯度地區推進時，也稱為冰期。介於兩個冰期之間的比較溫暖的時期，冰川消融退縮，稱為間冰期。這種寒暖波動的時間尺度大約為106～108年。前寒武紀以來，90％以上的時間，兩半球的極地無冰。但全球至少出現過三次大冰期，比較公認的有：前寒武紀大冰期(距今約6億年以前)、石炭-二疊紀大冰期（距今2～3億年）和第四紀大冰期(距今200～300萬年至1～2萬年)。在前寒武紀，還可能有另外的大冰期，但因資料不足，尚無法判斷。
一般認為，對地質時期溫度的估計，從中生代（距今2.3～0.67億年）起才比較可靠。 那時的年平均氣溫在兩極附近為8～10°C，赤道為25～30°C。
第三紀氣候
第三紀（距今0.67億年至200～300萬年）的主要氣候特徵是：中緯度地區氣溫緩慢降低（見圖），大約在1400萬年前，地球上的氣溫急劇下降，在南極首先出現了冰蓋，在250萬年前，冰島出現過山嶽冰川，緊接著北半球高緯度地區也形成冰蓋。
第四紀氣候
第四紀從距今約二三百萬年開始直到現在。第四紀氣候以極地冰川和中高緯度地區的山嶽冰川的覆蓋為主要特徵，又稱第四紀大冰期。在第四紀內，依冰川覆蓋面積的變化，可劃分出幾次冰期和間冰期。它們的冰蓋範圍，分別佔陸地表面積的30％和10％左右。但是在各大陸上的冰期中，冰川發育程度有很大的差別。例如，歐洲大陸冰蓋曾達到北緯48°，而亞洲北部西伯利亞冰蓋的規模較小，只達到北緯60°。 中國無大型冰蓋，但西部山地，如阿爾泰山、天山、祁連山、貢嘎山、玉龍山、四川西部和青藏高原等，卻發育了山嶽冰川。由於氣候變化隨地區的差異和研究方法的不同，各地劃分的冰期數有所不同。例如：在歐洲，阿爾卑斯山地第四紀大冰期被劃分成多瑙、貢茲、民德、里斯、武木五個冰期；在中國西南的喜馬拉雅山地區，劃分出希夏邦馬、聶聶雄拉、珠穆朗瑪三個冰期；在中國東部地區，李四光曾劃分出鄱陽、大姑、廬山、大理四個冰期。但中國各地第四紀冰期的劃分尚無定論，有人認為中國東部在第四紀根本沒有冰川活動。第四紀的冰期和間冰期的溫度振幅，海上約為6°C，這是從北大西洋熱帶海域分析海底岩心所得到的。除北極區海域稍高外，其他大洋區均略低於此數。 間冰期的北大西洋熱帶海域較現代高1°C。大陸上的溫度波動較大，在冰蓋的邊緣地區如歐洲，約為12°C，但高山雪線處則為4～6°C。
冰期和間冰期溫度的巨大變化，導致其他氣候要素和自然地理因子的變化：
（1）雨帶分佈的變化。冰期時，冰蓋面積擴大，極地反氣旋增強，極地高壓帶向中、低緯度地區擴充套件，迫使行星極鋒帶（見鋒、急流）移至中、低緯度地區，導致中、低緯度地區低氣壓活動頻繁，雨量充沛，湖水面積擴大。例如，亞洲中部、非洲北部和中部、北美洲西部等，在冰期時均為溼潤地區。但在間冰期時，上述地區的氣候常很乾燥。
（2）雪線的升降。冰期時，全球山嶽雪線普遍下降，大多數山嶽雪線下降1000～1400米，熱帶地區雪線下降700～900米。
（3）海平面的升降。冰期時地球表面的水，相當大的一部分形成巨大冰蓋而留在陸地上，海平面因此降低，例如武木冰期，海平面比現代低約100米。在間冰期最暖時期的海面，可能比現代高出15～30米，甚至更多。
（4）生物群落的遷移。在冰期時，冰川擴張，氣候帶向低緯度地區移；間冰期時，冰川退縮，極區氣溫升高，氣候帶向高緯地區移。與氣候帶相應，生物群落也隨之南北遷移。例如，克里米亞(里斯冰期)的地層裡發現過北極狐、北極鹿；在南高加索，從冰期的地層裡發現過猛獁象化石，這些都屬於極地動物。而在間冰期，北冰洋沿岸有虎、麝香牛等喜溫動物群活動。
冰後期氣候
冰後期距今一萬多年，全球氣溫逐漸上升，冰川覆蓋的面積相應縮小，海平面隨之上升，地球氣候又進入較為溫暖的時期（見歷史氣候）。
變化原因
有關各種時間尺度氣候變化的原因，有許多種假說。歸納起來大致可分為以下五種：
（1）天文學假說。認為天文因素的變化將引起氣候變化。如南斯拉夫數學家M.米蘭科維奇綜合了地球軌道的偏心率、黃道傾斜和歲差等天文因素可能出現的變化，計算出北緯45°～70°地帶60萬年以來夏季輻射量變化的曲線，並把輻射量變化換算為相應的緯度變化。計算的結果，同彭克建立的阿爾卑斯第四紀溫度變化的模型頗為一致。
（2）大氣物理學假說。認為太陽輻射能的變化或大氣透明度（見大氣消光）的變化可以引起氣候變化。由於太陽活動強度的變化，使到達地球的總輻射能（包括電磁波和微粒流能量）發生變化。當輻射能減少時，地球上的氣溫下降，出現冰期。輻射能增加時，氣溫升高，進入間冰期。另一種設想是，由於地球上的火山有明顯的靜止期和活動期，由此引起大氣透明度變化，從而導致氣候變化。例如火山爆發時噴出大量的熔岩、煙塵和各種氣體，在平流層內形成灰塵幕，影響著大氣的透明度，使到達地球表面的太陽輻射減少，氣溫降低。一次火山大爆發可影響其後10～15年的氣候，如果火山頻繁爆發，灰塵幕的累積效應可導致氣候趨冷。
（3）地質地理學假說。認為極點的移動、海陸分佈的變遷和地質構造運動等，可以引起氣候變化。其中用大陸漂移說的觀點解釋氣候變化，最為人注意。依此觀點，任何地方溫度的降低和冰川的積累，都是由於該塊大陸漂移到較高緯度所造成的。例如科倫坡現在位於北緯7°附近，屬於熱帶氣候，但在石炭紀它位於南緯82°附近，故出現過極地氣候。又如斯匹次卑爾根群島，現在位於北緯79°附近，為極地氣候，但在石炭紀它卻位於北緯24°，為熱帶氣候。
研究方法
地質時期氣候的研究主要包括尋找古氣候證據和確定證據年代（稱為斷代技術）兩個步驟。前者可採用地質學方法、地理學方法和同位素方法（物理學方法）等。地質學方法是根據生物生存的條件、岩層和沉積礦床的形成與氣候的關係，通過對地層中生物化石和沉積物等特性的研究，闡明地質時期氣候在時間和空間上的分佈和變化的規律。例如，煤層的存在，可以推斷為溼潤氣候；出現珊瑚礁，可推斷為溫暖氣候；有石膏、岩鹽，可推斷為乾燥氣候等。此外，還可以通過地層中植物孢粉（指植物在繁殖期間撒出的孢子和花粉的總稱）的分析推測氣候。當孢粉離開母體後，就撒落在土壤表面，並被一層層地掩埋在土層或泥炭層中。由於孢粉數量巨大（例如，一棵山毛櫸樹一年可撒出 4億粒花粉），在與空氣隔絕的情況下，可長期地存留下來，所以，可根據孢粉的形態來判別母體植物的種屬，成為推測古代植被及其相應氣候的依據。例如，在中國遼寧南部距今8000～10000年的泥炭層中，樺屬花粉佔優勢，而現在樺木林已退縮到大小興安嶺和長白山區。樺樹是喜冷耐旱植物，表明那時遼寧南部的氣候比現在乾冷。同位素方法是20世紀40年代開始發展起來的，其中以氧的同位素方法應用最廣。例如，利用氧的同位素比值可以測定極地冰原的不同冰層形成時的溫度狀況。自然界中的氧有氧-16、氧-17、氧-18三種同位素。 在冰層形成時，氣溫越低，其中氧-18和氧-16的比值越高，因此，可以根據氧-18和氧-16比值的變化，換算成當時的溫度。分析洋底抱球蟲軟泥的氧同位素比值，可以瞭解第四紀海面溫度的變化，氧同位素方法同樣可用來測定鐘乳石和樹木年輪形成時的溫度。利用碳-14和碳-13的比值，也可以推測古代的溫度，但應用還不廣泛。地理學方法主要是用來考察各種自然地理因子的變遷，如海平面的升降、河流和湖泊水位的變化、冰川和雪線的進退、沙漠和凍土以及森林等界限的推移，用以估計相應的氣候演變。
斷代技術是確定各種證據形成的順序和年代。可分為相對斷代和絕對斷代。相對斷代只說明證據在形成時間上的新老順序，主要依據古生物方法加以劃分，如孢粉斷代、地層學斷代等。絕對斷代是明確給出證據形成的絕對年代，主要是根據岩石中放射性同位素蛻變產物的含量加以測定的。
參考書目
張家誠等編著：《氣候變遷及其原因》，科學出版社，北京，1976。
H.H.Lamb，Climate:Present，Past andFuture，Vol.2，Methuen & Co.，London，1977.
M.Schwarzbach，Das Klima der Vorzeit，Aufl.3，Ferdinand Enke Verlag，Stuttgart，1974.