冰后期气候是指第四纪最后一次冰期（即晚更新世冰期）结束之后的温暖时期的气候。
特点图1冰后期的近1万年来挪威的雪线升降图
自第四纪更新世晚期，约距今1 万年左右的时期开始，全球进入冰后期。挪威的冰川学家曾作出冰后期的近1 万年来挪威的雪线升降图（图1）。从图上看来近1 万年雪线升降幅度并不小，它表明这期间世界气候有两次大的波动：一次是公元前5000 年到公元前1500 年的最适气候期，当时气温比现在高（雪线升高表示温度上升），也被称为“全新世适宜期”；一次是15 世纪以来的寒冷气候（雪线降低表示温度下降），其中1550 - 1850 年为冰后期以来最寒冷的阶段，称小冰河期，当时气温比现在低。中国近5000 年来的气温变化（虚线）大体上与近5000 年来挪威雪线的变化相似，图1 中两条曲线变化趋势大体一致。中国近5000年气候根据对历史文献记载和考古发掘等有关资料的分析，可以将5000 年来我国的气候划分为4个温暖时期和4 个寒冷时期。
第一次温暖时期公元前3500 - 1000 年左右（仰韶文化到河南安阳殷墟时代）
黄河流域有象、水牛和竹等。估计当时大部分时间年平均气温比现在高2 ℃， 1 月温度约比现在高3 °— 5 ℃，年降水量比现在多200mm 以上，是我国近5000 年来最温暖的时代。
第一次寒冷时期公元前1000 - 公元前850 年（西周时期）
《竹书纪年》中有公元前903 年和公元前897 年汉水两次结冰，紧接着又是大旱，气候寒冷干燥。
第二次温暖时期公元前770 - 公元初（秦汉时期）
气候温暖湿润，《春秋》中提到鲁国（今山东）冬天没有冰，《史记》写到当时竹、梅等亚热带植物分布界限偏北，表明当时气候比现在暖湿。
第二次寒冷时期公元初 - 6 世纪（东汉、三国到六朝）
据史书记载公元225 年淮河结冰，在公元366 年前后从昌黎到营口的渤海海面连续三年全部结冰，物候比现在晚15 - 28 天。
第三次温暖时期7- 9 世纪（隋唐时期，也被称为“中世纪暖期”）
公元650 、669 和678 年的冬季，当时长安（今西安）无冰雪，梅和柑桔都能在关中地区生长。8 世纪梅树生长于皇宫， 9世纪初西安还种有梅花。
第三次寒冷时期10 - 12 世纪（宋代）
华北已无野生梅树。公元1111 年太湖全部冻结。公元1131 -1260 年杭州每10 年降雪最迟日期是4 月9 日比12 世纪以前推迟1 个月左右。公元1153 - 1155 年苏州附近的南运河经常结冰，福建的荔枝两次冻死（公元1110 年和1178 年）当时的气候比现在寒冷得多。
第四次温暖时期13 世纪（元代）
短时间回暖。公元1200 年、1213 年、1216 年杭州无任何冰雪。元代初期西安等地又重新设立“竹监司”的衙门管理竹类，显示气候转暧。
第四次寒冷时期15 世纪 - 19 世纪末（明清时期）
长达500 年。当时极端初霜冻日期平均比现在提早25 - 30天，极端终霜日期平均比现在推迟约1 个月。北京附近的运河封冻期比现在长50 天左右。估计17 世纪的冬温要比现在低左右。
综上所述可见在近5000 年的最初2000 年中，大部分时间的年平均温度比现在高2℃左右，是最适气候期。从公元前1000 年的周朝初期以后，气候有一系列的冷暖变动。其分期的特征是：温暖期愈来愈短，温暖的程度愈来愈低。从生物分布可以看出这一趋势。例如，在第一个温暖时期，我国黄河流域发现有象；在第二个温暖时期象群栖息北限就移到淮河流域及其以南，公元前659 - 627 年淮河流域有象栖息；第三个温暖时期就只在长江以南，例如，信安（浙江衢县）和广东、云南才有象。而5000 年中的四个寒冷时期相反，长度愈来愈大，程度愈来愈强。从江河封冻可以看出这一趋势。在第二个寒冷时期只有淮河封冻的例子（公元225 年），第三个寒冷时期出现了太湖封冻的情况（公元1111 年），而在第四个寒冷时期在17 世纪（如公元1670年）长江也出现封冻现象。
图3 中国东南地区旱湿期
冰后期的气候，在干湿上也有变化，不过气候干湿变化的空间尺度和时间尺度都比较小。中国科学院地理所曾根据历史资料，推算出我国东南地区自公元元年至公元1900 年的干湿变化如图3所示。其湿润指数I 的计算方法为：，式中F 为历史上有记载的雨涝频数，D 是同期内所记载的干旱频数，I 值变化于0 - 2 之间， 表示干旱与雨涝频数相等，小于1 表示干旱占优势。对中国东南地区而言，求得全区湿润指数平均为1.24，将指数大于1.24 定义为温期，小于1.24 定为旱期，在这段历史时期中共分出10 个旱期和10 个湿期。从表8·4 中可以看出各干湿期的长度不等，最长的湿期出现在唐代中期（公元811 - 1050 年），持续240 年，接着是最长的旱期，出现在宋代，持续220 年（公元1051 - 1270 年）。全球气候波动图2 近600年来气温变化
气候波动是全球性的，虽然世界各地最冷年份和最暖年份发生的年代不尽相同，但气候的冷暖起伏是先后呼应的，图2 给出近600 年来不同地区气温序列图，这些气温序列是由不同作者应用不同的方法建立的，反映的地区也不相同，但却有相当大的一致性。图2 中的b、d、e 表明确实从公元1550 年前后气温出现明显的负距平，开始进入寒冷时期，图a 也有这样的趋势（可惜资料年数稍短），图c 与图f 则推迟到公元1600 年才进入寒冷期，所以17 世纪比较冷是一致的。18 世纪相对较暖，只有图2中f 仍维持较冷，但至少在18 世纪前半期冷的程度也有所减弱，19 世纪又出现一个寒冷期，只有在图e 相对冷的程度弱一些，大约在公元1800 - 1850 年之间气温达到最低，因此在历史时期将公元1550—1850 年定为小冰期是有依据的。在小冰期中气温负距平约为-0.5℃。研究进展国内外学者通过黄土、湖泊沉积物、海洋沉积物、冰芯、泥炭、树轮、石笋和珊瑚等地质记录来恢复全新世以来的气候变化。
黄土刘东生（1985）和赵景波（1993）对黄土研究揭示，黄土中含量的变化反映了降雨量的多少。降雨量大，大部分被淋失，含量相应减少；反之，含量相应增大。因此，含量变化可作为反映降水量变化的一个气候代替性指标。早先认为仅在北大西洋地区才存在的新仙女木事件，实际上也存在我国的黄土地区，黄土高原沉积物中粉尘含量和格陵兰冰心氧同位素的相关变化，为这一事件提供了证据。通过西部黄土的研究，Feng等（2006）运用孢粉与古磁化率等指标将全新世大暖期的时间确定在7100 - 4490aBP 。湖泊沉积物
湖泊沉积物一直是陆上重建全新世古环境的重要信息载体。Stuiver于1975年报道了12个湖泊沉积剖面中有机质的碳同位素值，探讨了影响 值变化的一些因素及其与末次冰期以来气候变化的关系；在我国，陈敬安等（2002）通过对云南程海的研究认为湖泊沉积物无机碳和碳酸盐 组成具有气候冷暖变化的指示意义：高值指示高温期，低值指示相对寒冷期。海洋沉积物
贾国东等（2000）通过对南海南部17962柱状样的总有机碳，水生有机碳，陆源有机碳和生物硅含量的分析，认为南沙海区古生产力以及全新世以来一系列变冷事件在海洋沉积物中均有体现；刘振夏等（2000）认为冲绳海槽DGKS9603孔岩芯的 曲线记录了新仙女木事件等短尺度的古气候突变事件，且可以与中国西北黄土、南海与北大西洋岩芯以及格陵兰冰芯记录对比。冰芯
O'Brien et al.（1995）研究了格陵兰冰芯中海盐和沙尘含量，揭示出全新世时期该区海盐与陆相风尘浓度的最近一次快速上升与小冰期气候变动一致。姚檀栋等（1991）在对敦德冰芯和古里雅冰芯研究基础上，通过对整个亚洲高纬度地区降水中稳定氧同位素比率和降水时气温关系的研究，建立了定量模型，揭示了冰芯记录的全新世以来气候变化特征，用出现在距今8.4 - 8.5 ka和2.9 - 3ka的两次高温事件将全新世划分为早、中、晚三个阶段。
泥炭泥炭因其具有分辨率较高、可以提取的信息量大、易于测年等优点而备受古气候研究学者的重视。Sukumar等（1993）对印度南部尼尔吉里丘陵地区泥炭的 记录，解释出6 - 3.5ka BP出现的干旱期和约600a BP出现短的潮湿期，将以前认为只局限于欧洲和北美洲发生的中世界温暖器扩展到北半球；洪业汤等（1997）通过对金川泥炭纤维素的 的分析，提出了大暖期、新冰期、中世纪温暖期和小冰期在该区存在的证据。树轮
树轮的 记录了树木生长时的环境气候信息，树轮具有定年精确、分辨率高等特征，因此树轮的 研究了全球全新世古气候变化研究中的一个重要方向，是研究年间甚至季节间到百年时间尺度上气候环境变化的有力工具。Yapp et al.（1982）得出树轮的同位素随年平均温度的变化率与降水同位素随年平均温度的变化率极为接近。刘禹等（2002）运用树轮稳定碳同位素重建了贺兰山1890年以来夏季（6 - 8月）气温，认为存在着2.56 - 2.63a的准周期。石笋
石笋由于其沉积剖面完整、年轮（微层）明显和组分构造有序，能很好地保存同位素、微量元素组成及年龄信息，从而成为研究全新世古气候与生态环境变化的理想载体。Wang et al.（2001）对南京汤山葫芦洞石笋进行碳氧同位素分析，首次发现了末次冰期东亚夏季风活动区存在D-O旋回，石笋 记录与格陵兰冰芯有很好的对应关系，同样他对董哥洞石笋的氧同位素研究揭示出全新世存在8.2ka变冷事件；覃嘉铭等（2004）通过对贵州都匀七星洞4根石笋测年及稳定同位素分析，定位新仙女木事件为12.76 - 11.52kaBP，而他对贵州茂兰石笋氧同位素记录（2004）页同样比较精确的定位了新仙女木事件。珊瑚
珊瑚礁在热带海域中广泛分布，珊瑚生长速率高，可以提供高分辨率的气候变化记录，成为研究热带海洋古环境变化的极好材料。Carriquiry等（1994）通过对珊瑚骨骼的碳氧同位素的分析，认为EI Nino事件使得海水温度上升，不仅 值表现出负异常，值也相应地表现出负异常；Yu et al.（2005）通过对中国南海珊瑚的Sr/Ca值和 值研究认为晚全新世表层海水温度和夏季风强度都比较低，是因为北半球太阳辐射强度的降低，而近年的大气中温室气体的增加导致中国南海海水表层温度和 值升高；他利用高分辨率的TIMS U系统技术对死去的珊瑚进行研究，认为在过去的两个世纪，珊瑚的数次大量死亡事件在时间上与EI Nino事件吻合，认为可能与EI Nino事件引起的表层海水温度升高有关。
