大保定，地处太行山北部东麓，山区约占总面积的49.68%。境内遍布名山大川，风光秀丽，且大多都有独特的风景与文化。下面是我为您整理的保定周边爬山好去处，希望对您有所帮助!
保定周边爬山景点推荐
1、 白石山
白石山因山体多白色大理石而得名。其核心部位的大理岩峰林是中国唯一的大理岩峰林地貌，是中国峰林地貌的一种新类型。此外，去年9月在此建成投入使用的白石山玻璃栈道是目前国内最长最宽、海拔最高的悬空玻璃栈道。
位置：涞源县城南15公里
最高海拔：2096米
特色：全国独一无二的大理岩峰林地貌、玻璃栈道
2、 大茂山
史书明确记载，恒山在曲阳县西北，主峰大茂山。历史可上溯到传说中的三皇五帝时期，据《史记?封禅书》记载，舜曾经到恒山祭祀。建于曲阳县的北岳庙，是历代帝王遥祭北岳恒山即大茂山的岳庙。直到清顺治十七年(1660年)七月，北岳改为山西浑源境内的恒山。
位置：唐县西北75公里处
最高海拔：1898米
特色：曾为华夏五岳之一，是历代皇帝祭祀之所
3、 白银坨
一提起红叶，人们会不约而同的想起北京香山。而白银坨的红叶比之香山更显狂野。秋季来此游览，一片片的黄栌红叶，和淡**草丛相间交织，带给你置身火海的错觉。每年10月，白银坨红叶节都会如期举行，让你不出保定便能体验红叶遍山，层林尽染的美景。
位置：顺平县西北 48公里
最高海拔：海拔1008米
特色：金秋红叶
4、 白草畔
白草畔为5A级景区野三坡的制高点，除冬季外，春夏秋三季都有不同的山花应时开放。一年之间山桃、山杏、丁香、百合、菊花等花种轮番开放，姹紫嫣红、芳香四溢，真可谓?不登白草畔，空言百花山，登上白草畔，方知天外天。?
位置：涞水三坡镇
最高海拔：1983米
特色：山花烂漫，三季飘香
5、 狼牙山
?巍巍燕山高，潇潇易水寒。英雄五壮士，威震狼牙山。?狼牙山五勇士之壮举，名闻海内外，因此也使狼牙山成为爱国主义教育基地及国家红色旅游热线景区。
位置：易县城西南35公里
最高海拔：1105米
特色：爱国主义教育基地
6、 空中草原
空中草原位于河北省涞源县、蔚县、山西灵丘县交界处的太行山山顶。是千峰万壑之巅、群山环抱之中的一片得天独厚的花草世界。这里碧空如洗，白云似絮，碧浪涌动，花海斗艳。云雾时常从山下升腾上来，抚地游走。
位置：涞源县西北44公里
最高海拔：2158米
特色：于山顶上游草原，?手摸白云天，脚踏化草地?
7、 云蒙山
易县云蒙山因山中常年云雾缭绕，细雨蒙蒙而得名。晨曦和薄暮时分，山上雾海茫茫，云峰峭壁，颇为壮观。登临峰顶举目眺望，但见峰峦叠嶂，翠色横空，密林古树，林壑幽雅。早在战国时期，?云蒙叠翠?就被列入燕国十景。
位置：易县城西25公里处
最高海拔：1120米
特色：常年云雾缭绕
8、 全胜峡
全胜峡景区为北方罕见的喀斯特地貌，整个峡谷如一条裂缝，深深地刻入唐河右岸的山体中。峡谷忽宽忽窄，宽处达30余米，窄处仅2-3米，崖壁上有千姿百态、造型各异的钟乳石。峡谷内分布着大大小小上百座瀑布，每至丰水期瀑飞泉涌，山水相映，各自成趣。
位置：唐县城北35公里处
最高海拔：1046米
特色：深峡钟乳，丰水多瀑
9、 青虚山
青虚山上有自辽代以来修建的寺、观、庵、庙100多处，天下众?神灵?聚集，致使青虚山香火鼎盛不衰。宋末元初，随着全真教在北方的兴起，丘处机派大弟子陈道益到青虚山传道，此时修筑庙宇100多座，盛极一时。
位置：唐县城北齐家佐乡境内
最高海拔：998米
特色：道教名山，寺庙、道馆众多
爬山注意事项
(1)上山时要轻装，少带行李，以免过多消耗体力，影响登山。
(2)山区气候变化大，时晴时雨，反复无常。登山时要带雨衣，下雨风大，不宜打伞。
(3)雷雨时不要攀登高峰，不要手扶铁制栏杆，不要在树下避雨，以防雷击。
(4)山上夜晚和清晨气温较低，上山要带厚一点的衣服。
(5)登山以穿登山鞋、布鞋、球鞋为宜，穿皮鞋和塑料底鞋容易滑跌，为了安全，登山时可买一竹棍或手杖。
(6)山高路陡，游山时以缓步为宜，不可过速。一定要做到?走路不看景，看景不走路?，边走边看往往比较危险。
(7)游山时应结伴同行，相互照顾，不要只身攀高登险。
(8)登山时身体略前俯，可走?之?字形。这样既省力，又轻松。
(9)上山时要带足开水、饮料和必备的药品，以应急需。
(10)山区下暴雨时，山洪来势很猛，速度极快，下雨前夕不宜在河中洗衣、游玩，以免发生意外。
(11)在高峻危险的山峰上照像时，摄影者选好角度后就不要移动，特别注意不要后退，以防不测。
(12)山中不知深浅的水潭千万不要下去游泳，即使夏日，泉水也会很凉，发生险情的可能性较大。 (13)登山队伍不可拉的太长，经常保持前后呼应;下撤至少2人同行，避免单独行动，落单最容易发生意外。
(14)行进中应随时调整步伐及呼吸，不可忽快忽慢;喝水时不可狂饮，随时将水壸装满。
(15)登山时最好依循前人留下的路标辨别方向，或沿途标示记号;天黑后，切忌行走溪谷或陌生线路。
(16)迷路时应折回原路，或寻找避难处静待救援;除保持体力外，并安抚队员平稳情绪。
(17)登山期间，应重视身体的变化，适时休息;如不适或受伤，应及时告知同伴。
(18)登山应发扬团队精神，途中留意同伴情况，危险地段互相提醒或协助通过。
(19)了解登山中潜在的危险及应对措施，如有意外发生，应保持冷静，设法与警方或留守人员联系。
(20)小心用火，切勿乱丢烟蒂，避免引起山火。
那年，从丽江赶往泸沽湖，一大早出发，因为道路维修，我们不得不放弃高速公路和省道，改行乡道。沿途几乎没有车辆，下着微雨，树木花草道路被雨水洗涤得清新可人。空气清新，偶见住宅，也是纳西人家特有的建筑风格。群山连绵，巍峨耸立。太阳升起，云蒸霞蔚。乡村的炊烟袅袅，鸡犬相闻；田间地野，玉米吐穗，秧苗青青，一切都那样祥和宁静。我们不因为道路的曲折而懊恼，反而因为这难得的清闲与纯粹自然的美景而陶醉。
本节由李容全执笔。李容全，北京师范大学资源与环境科学系。
古湖泊沉积中的环境地球化学记录，是确定古湖泊性质、进行同一湖区不同地点的地层对比、重建古湖区的古环境以及古环境演化过程等方面的重要依据之一。在泥河湾地区，最初采集与研究当地的哺乳动物化石标本时，所用的石膏就是采自于泥河湾层中的生石膏(周廷儒等，1991)。此外，在野外的大部分露头剖面里都可以用肉眼观察到所存在的易溶盐沉积层次。基于这一现象，1980～1982年作者本人在泥河湾古湖草测了几个沉积剖面，并系统地采集了样品，进行了易溶盐类的实验分析。这份研究成果被《泥河湾盆地新生代古地理研究》所录用(周廷儒等，1991)。在这份成果中，受专著的系统性限制而未涉及地层对比、古环境等可以展开却未展开的问题。截至目前，做过泥河湾层地球化学分析研究的还有天津地质矿产研究所(陈茅南，1988)，他们取得了丰富的有关泥河湾层的常量与微量元素的实验分析数据。可是，这些数据跟古湖泊的环境与环境演化的相互关系，讨论得不够。当然这些正是将常量与微量元素分析应用到古湖泊沉积研究中尚未完全解决的难点问题之一。这个问题的解决仍有赖于地球化学的进一步发展，才有可能得出科学合理的解释。
一、剖面沉积记录
剖面沉积记录是关于湖泊沉积的直观的地球化学特性的反映。为了充分反映泥河湾古湖沉积的地球化学规律，或者说易溶盐沉积特征，从湖滨至湖心方向特选取铺路、红崖、郝家台、虎头梁和浮图讲共5个沉积剖面，进行野外宏观分析与对比。
(一)铺路剖面
位于蔚县北水泉乡铺路村西南公路路堑附近，相当于过去文献中的“城墙剖面”的位置。1997年拓宽并重修这条公路时，该剖面下部被破坏。原剖面自上而下沉积特征为:
泥河湾裂谷与古人类
泥河湾裂谷与古人类
在剖面中，2～13层属湖滨相沉积，夹有入湖三角洲相沉积(即7，9，12层)，在这套湖滨相沉积中，夹有10层石膏薄层和近底部砾石有被部分石膏膜包裹的现象。14层以上至27层为湖相层及水下三角洲相沉积，其宏观特征是一套富含碳酸钙的沉积，局部甚至出现钙板层，而不见任何形式的石膏。显然剖面下部代表曾有石膏能够断续析出的沉积环境，上部则转为断续使碳酸钙能够析出的环境条件。通观全剖面，下部为湖滨相沉积占优势，上部浅湖相沉积占优势，所以这个剖面有明显的湖侵层序规律。
(二)红崖剖面
位于铺路西北约3km，壶流河左岸，红崖村南。剖面厚度94.40m，河湖相层总厚度90.26m，沉积层自上而下顺序为:
泥河湾裂谷与古人类
泥河湾裂谷与古人类
红崖剖面仍存在从下部的湖滨相(第2层)向上变为浅湖相和水下三角洲相的相变层序。从铺路剖面厚壁蚌出露层位与石膏产出层位关系看，红崖剖面湖滨相底层，虽未见石膏产出，却有芒硝出现，上部的碳酸盐类(第4层以上)与铺路剖面特征极为相似，同样构成一个湖侵层序的特征剖面。
(三)郝家台剖面
位于郝家台村南。剖面在壶流河一侧高80余米。地层特征自上而下为:
泥河湾裂谷与古人类
泥河湾裂谷与古人类
从总体特征看，下部以湖相黏土为主;上部沉积颗粒较粗，也出现入湖三角洲相;最顶部为风成马兰期黄土层。碳酸钙沉积在第2层出现。这种上粗下细的沉积特征，似乎说明湖泊变浅。同期湖泊沉积剖面，铺路和红崖剖面反映了湖侵特征，而郝家台剖面却反映湖泊变浅，这是一种值得注意的矛盾现象。
(四)虎头梁剖面
位于虎头梁村南，雪儿沟两岸。剖面出露部分仅54.6m，自上而下沉积层为:
泥河湾裂谷与古人类
虎头梁剖面下部(第6层及其以下)，第2层产多刺鱼化石，第3层夹有多层石膏薄层，沉积物以浅湖相层为主。上部(第7～15层)除浅湖相层以外，尚有多层入湖三角洲相粗粒沉积，碳酸钙淀积明显，并有多层钙板层。
(五)浮图讲井儿窊剖面
位于井儿窊村北约300m的桑干河右岸陡坎处。剖面沉积岩性自上而下顺序为:
泥河湾裂谷与古人类
在这个剖面中，以第6层为分界，上部为夹有钙板层的浅湖相沉积及个别水下三角洲沉积层(第15层);下部为夹有石膏薄层的湖相沉积层。
(六)剖面宏观特征分析
为了判别各剖面上段与下段接受湖泊作用或接受河流作用的程度，在这里引入累计厚度比R与L两个指标。R为代表河流作用的粉细砂层和砾石层的层段累计厚度(hg+s)与本层段地层累计厚度(hn)的比值，R值大于等于零，且R值愈大表示河流作用占的比重越大，愈趋近于零河流作用愈不显著。L为湖相层在层段内的累计厚度(hl)与本层段地层累计厚度(hn)之比，L值愈大湖泊作用愈占优势，且有R+L=1的规律。按照这两个指标判别以上5个剖面(表3-1;图3-18)，井儿窊剖面上段河流影响只占0.11;郝家台剖面上段河流作用则超过井儿窊剖面上段1倍多，达到0.26。井儿窊与郝家台两剖面的下段均未受到河流作用的影响完全处于湖泊环境之下，所以它们的R=0，L=1。既然上段与湖泊扩张时期相对应，却又出现河流作用并占有R≥0.11的比重，可能说明在上段沉积时期湖泊总体变浅。另外，红崖与虎头梁两个剖面的上段R值分别为0.48和0.50，L值为0.52和0.50，都近乎于河、湖作用参半的状况，证明两剖面所在的地点处于相似的环境，即更靠近湖滨或已成为湖滨环境。相反，虎头梁剖面下段L=0.87，湖泊作用占主导地位，红崖下段则为湖滨环境(R=0.55，L=0.45)。铺路剖面由于处于湖湾区的湖滨地带，所以它的下段 R =0. 32 而其上段 R =0. 22，当用蔚县古湖与泥河湾古湖在此期连通，使得 R 值减少了 0. 10。红崖剖面上段的 L 值大于下段，也可能与两湖的连通有关。
表3-1 各剖面 R 和 L 值比较表
图3-18 各剖面之间 R 和 L 比值的变化
图3-19 沉积剖面宏观对比图
以上 5 个剖面除顶部的非泥河湾层以外，出露的泥河湾层的共同特点是都有近似特征的上部沉积，和相似的下部沉积。根据在同一个古湖中同期不同部位的湖泊水化学环境及其相应地球化学沉积具有相似性的原理，这 5 个剖面的下部含有石膏的湖相层是可以相互对比的，带有钙板层的上部沉积也是可以相互对比的 (图3-19)。其中，唯有郝家台剖面下部肉眼未辨别出石膏沉积，但在易溶盐分析中发现其第2层及其以下SO2-4、Ca2+、Mg2+等离子含量相对上部有骤增现象，证明它与其他剖面下部有同样的可比性。
二、泥河湾层中石膏的产状与特征
在出露的泥河湾层天然剖面的下部，石膏产出有3种类型(图3-20)。
图3-20 湖相纹层与石膏特征
(1)在湖滨相沉积中的石膏 (例如城墙剖面下部)，连续成层性较差，但仍有部分成层的。其特点是石膏晶体颗粒较大，可达 0. 6 ～1. 4 cm 大小。这可能与湖滨及湖泊滩地特殊的蒸发结晶析出环境有关。
(2)水下入湖三角洲相砾石间空隙中的石膏，湖水浅，晶体生长在砾石之间的空隙中，晶体透明度高，晶粒大小悬殊，常见 0. 3 ～1. 0 cm 的晶粒 (见于虎头梁第 6 层)。
(3)湖心区纹层中的石膏 (浮图讲井儿窊剖面)，成层性好，晶粒细小，肉眼难以辨认出晶体。
三、纹层的 X 射线能谱检测
从对石膏纹层和碎屑纹层的 X 射线能谱检测结果 (表3-2)中发现: ①石膏纹层内的 S、Ca 质量百分比均高，S、Ca 的原子数百分比均很接近，且 S、Ca 原子数百分比值大小与石膏在纹层中的存在形式和含量多少有关。②碎屑纹层中，Si 的质量百分比和原子数百分比都突出的高，显示出旱季和非旱季形成的石膏与碎屑年纹层在成分上的明显差别。
表3-2 X 射线能谱分析结果
四、化学分析
为确定古湖水的水化学环境，对沉积物样品进行了易溶盐含量与成分的化学分析。除上述5个剖面外，还对蔚县盆地的小枣碾、阳原县城东的狼洞沟和大同盆地东缘的余家寨剖面，以2m等间距和变层加取的原则所采集的共204个样品，做了易溶盐分析，进行简单统计(表3-3)后发现:湖滨区与浅湖区沉积物的易溶盐含量及其在剖面中的分布规律存在明显差别。
(一)浅湖沉积物中的易溶盐
在浅湖区，同一个沉积剖面内主要易溶盐离子含量于剖面上段和下段有明显差别。首先是除红崖剖面外，其他各剖面上段的Cl-、K++Na+含量均以数倍高出下段Cl-、K++Na+的含量。这个倍数的数值，在郝家台剖面Cl为1.28，K++Na+为3.14;在虎头梁相应为3.28与1.52;狼洞沟为2.43和2.50，井儿窊是4.69和4.16。若参见剖面描述记录，Cl-、K++Na+含量及剖面上、下段它们含量的倍数差值大小都与剖面内入湖三角洲沉积层次多少及累加厚度密切相关。例如，郝家台剖面上段有5层累计厚度为15.0m的入湖水下三角洲沉积，剖面上段的Cl含量及其高于下段的倍数(1.28)均低于其他几个剖面。其次，是相反的情况，即各剖面下段SO2-4、Ca2+、Mg2+的含量皆成倍数高于上段相应离子的含量(表3-4)。
表3-3 泥河湾各剖面易溶盐分析结果
①离子浓度(ioncontent)，mmol/kg;②含盐量(saltcontent)，mg/g;a=2SO2-4/Cl-;b=K++Na+/2(Ca2++Mg2+);c=Ca2+/Mg2+。
表3-4 各剖面下段离子含量与上段相应离子含量的比值
由以上可见，浅湖区各剖面的下段沉积时期湖水处于硫酸盐浓度相对高的环境，并且达到了在一些旱季有石膏析出的程度。当发展到上段沉积时期，古湖水更向咸化方向发展，也就是在易溶盐中氯化物的浓度占了优势比例，但并未检测到盐岩沉积物质。
尽管采用每克土所含有的易溶盐毫克数作为含盐量不能代表沉积相应时限沉积物时的古湖水的含盐量或咸度，却依然可以用它作为代用指标，反映古湖水含盐量的变化趋势。由此得出各剖面的含盐量变化曲线 (参见图3-21)。从上段与下段平均含盐量看，多数是下段的含盐量低于上段的，其中唯有虎头梁剖面除外。发生这种情况的原因，可能与它上段的 R、L 值各是 0. 5 有关，同时氯盐是极易被溶解而迁移的盐类，也可能存在沉积期后的部分溶解、迁移使其含量减少。另外的佐证是湖滨区的含盐量均存在被入湖淡水冲淡的现象。正由于上段含盐量高，也反证，下段是硫酸盐湖的古湖水环境，上段则至少为已进入氯化物湖的早期阶段。
图3-21 各剖面易溶盐成分、含量及离子比值曲线
(二)湖滨沉积物中的易溶盐
红崖南沟剖面和铺路剖面均为湖滨沉积剖面。其中，红崖剖面上段(0～32.06m)CO2-3离子平均含量与浅湖区的非常接近，而Cl-仅是本剖面下段的1/4.59，截然不同于井儿窊剖面的情况;SO2-4是下段的1/1.97，趋势与浅湖区各沉积剖面一致，但上、下段各自的平均含量均比浅湖区各剖面的少，上段SO2-4为虎头梁上段的1/1.95，井儿窊剖面上段的1/2.6，下段对应为1/4.05和1/4.72。K++Na+离子在剖面上段的平均含量也低于剖面下段;Ca2+、Mg2+离子的平均含量都低于浅湖区各沉积剖面的平均水平，但却有与浅湖区各沉积剖面相似的规律，即剖面上段低于剖面下段的平均含量。红崖剖面上段沉积物的易溶盐平均含量为10.81mg/g，远低于浅湖区大于23.94mg/g的水平;下段为24.10mg/g，与郝家台剖面的接近，却高于铺路剖面(16.82mg/g)的数值，而低于浅湖区剖面下段的平均值。
为何会出现各种离子含量均低，而Cl-和K++Na+在剖面上段与下段分布发生反常现象呢?其一，湖滨区偏粗的沉积颗粒吸附盐分的能力差，而湖滨沼泽易出现H2S释放，SO2+4离子总量因而下降。同时在旱季湖滩显露，强烈蒸发使湖滩表层盐渍化，雨季的坡面漫流冲洗湖滩表层盐分并携至浅湖乃至深湖区聚集。如此年复一年地重复这样的过程，而不利于盐分尤其是氯盐的积累和原位封存。其二，若对比累计比与平均含盐量的关系，湖滨区附近河流与湖泊作用几乎参半，淡水冲淡湖滨区湖水以及盐分向浅湖区方向迁移的现象是不可忽视的。盐分聚集在井儿窊、狼洞沟等剖面的现象就是个间接证据。王苏民等在对岱海的研究中，已揭示了河流对湖泊沉积物中元素分布的类似影响(王苏民等，1990)。
五、讨论
(一)古湖的性质与演化
化学分析结果揭示:①雪儿沟和井儿窊剖面下段易溶盐离子成分以SO2-4、Ca2+、Mg2+为主;②这3种离子各自的含量在水平方向上从红崖向雪儿沟和井儿窊递增;③铺路和红崖剖面下段的阳离子中，K++Na+的含量高于Ca2+，也高于Mg2+，而Ca2++Mg2+的含量在铺路高于K++Na+，在红崖低于K++Na+的含量;④井儿窊剖面下段的易溶盐含量最高(41.0mg/g)。由此可见，泥河湾古湖在下段沉积时期古湖水的性质已是以SO2-4、Ca2+、Mg2+为主。根据地层和微观观察，在古湖滨沉积层中，铺路剖面下段有部分层位出现石膏夹层，红崖剖面下段局部层位有芒硝沉积出现。在湖心区沉积剖面下段大部分层段里夹有石膏薄层和微薄层。从而判断，古湖水不仅已达到以SO2-4、Ca2+、Mg2+为主的程度，而且在旱季湖心区湖水易溶盐浓度能够达到石膏结晶析出的水平。这标志着古湖已发展到碳酸盐湖和硫酸盐湖的临界状态。所以，在剖面下段沉积时期古湖至少属于微咸水—半咸水湖性质。泥河湾层软体动物化石和有孔虫研究的结论都能佐证这一推论(黄宝玉等，1981;汪品先等，1975)。
在各剖面上段，化学分析结果显示湖滨相沉积中的易溶盐变化最为复杂，受河川影响和湖水位年内与年际变化影响最深刻，难以反映古湖性质与演化，而只能选用浅湖相沉积剖面的易溶盐分析结果反映古湖性质。在剖面上段沉积时期，铺路和红崖附近虽然受湖面扩张以及蔚县古湖与泥河湾古湖沟通的影响，湖相层所占的厚度比重有所增加，但河流相堆积仍占较大比重，并未完全脱离湖滨区。雪儿沟剖面上段河、湖作用参半，已成为湖滨区。所以，仅有剖面上段的易溶盐分析结果能够用来恢复古湖的性质与演化。在井儿窊剖面上段，易溶盐的离子构成中Cl-和K++Na+是主要成分，Cl-含量为其余3种阴离子之和的3.9倍;K++Na+含量是Ca2++Mg2+的5.1倍。这表明湖水已由下段的SO2-4、Ca2+、Mg2+为主的环境转变成为以Cl-、K++Na+为主的环境，沉积物中的易溶盐平均含量也由下段的41.0mg/g增至上段的50.3mg/g。按溶解度，KCl、NaCl和MgCl均比CaSO4、K2SO4和Na2SO4的迁移能力强，不容易在内陆湖泊中聚集。这时的古湖水应属于向氯化物湖过渡的半咸水湖。但在野外未观察到盐岩沉积的现象，所以推测此阶段只是古湖水中氯盐不断累积阶段。
红崖剖面和雪儿沟剖面的顶部，均有河流砾石层出现。在泥河湾湖盆的广大地区，除湖滨相沼泽层外见不到古湖消亡阶段普遍发育的沼泽层，而是湖相层顶部突然为河流相砾石层覆盖。这标志着泥河湾古湖的消亡具有突变性。
由以上分析可知，泥河湾古湖早期是微咸—半咸水湖，晚期为半咸水湖。这样的特征理论上为内陆湖泊所特有，与岱海、黄旗海和青藏高原等地区的一些内陆湖泊在性质上是相似的。
(二)古气候环境
微咸水—半咸水内陆湖泊是半干旱气候环境下的产物，湖泊盐分变化则反映了半干旱气候区的干、湿波动规律。微咸水—半咸水内陆湖泊和半咸水内陆湖泊表明蒸发作用超过降水补给。蒸发与降水的变化改变着Cl-、SO2-4、HCO-3、CO2-3、K+、Na+、Ca2+和Mg2+的构成关系以及盐分含量的变化(ЛукашевКИ，1992)。在泥河湾地区，这种变化是十分明显的(图3-21)，它反映了半干旱区湖面蒸发与补给对比关系的变化。
从易溶盐离子沿剖面的变化看，除湖滨的红崖剖面外，CO2-3和HCO-3均为反映气候变化的迟钝型离子。各离子含量沿剖面的变化与湖的演化阶段有关。在剖面下段湖水为SO2-4-Ca2+-Mg2+型，因此SO2-4、Ca2+和Mg2+离子含量变化十分显著。它们有5峰5谷的变化，与易溶盐分含量变化一致。在各种离子含量的比值中，只有SO2-4/Cl-有与SO2-4、Ca2+和Mg2+相似的变化，它们的变化曲线共同反映着泥河湾地区在剖面下段沉积时期的气候变化。在剖面上段，湖水已向Cl--K+-Na+型过渡，或已成为Cl--K+-Na+型，说明气候的进一步干旱化。此时SO2-4、Ca2+、Mg2+和SO2-4/Cl-沿剖面的变化已不显著，Cl-、K++Na+和(K++Na+)/(Ca2++Mg2+)的变化曲线则清楚地反映本地区降水的变化。在纵向上，上段沉积时的气候更加干旱，降水量更小，这种气候变化趋势与洛川黄土剖面的一致。刘东生等人对洛川黄土剖面的研究显示，离石黄土的平均粒度组成比午城黄土粗，CaCO3的平均含量比午城黄土高;午城黄土中SiO2，Fe2O3和Al2O3的相对积聚程度及CaO的相对淋溶程度均比离石黄土高，SiO2/Al2O3，FeO/Fe2O3和CaO/MgO比值则比离石黄土小，说明离石黄土堆积时期的一般气候状况比午城黄土堆积时更为干旱，结果才有冬季风作用的增强和离石黄土较午城黄土堆积范围的扩大(刘东生等，1985)。泥河湾层的主体为下更新统。因此，各剖面的下段对应午城黄土堆积时期，上段相当于离石黄土堆积的早期和中期。
各剖面下段易溶盐含量沿剖面的变化曲线，显示出5峰5谷，反映古气候变化存在干与湿的5个变化旋回。干旱阶段出现峰值，降水相对增多的湿润阶段出现谷值。在红崖剖面下段的上部，有2个湖水被淡化的短暂时段，倒数第1个淡化时段持续得可能略长一些(图3-20)，此刻湖水已被淡化，变为淡水。由于湖滨是河湖交互作用的地段，所以这里反映环境变化可能比湖心区更敏感。从下段曲线总体变化趋势看，下段的顶部沉积时段古气候环境当时是整个下段沉积时期气候相对最湿润的时段。所以，各种主要离子和易溶盐含量变化曲线的峰值均集中在下段沉积的中下部，顶部则为宽谷出现的位置。显然，顶部对应于相对湿润、湖水相对比较淡化的时段。在红崖剖面附近这种总的变化趋势却出现反常，顶部盐分高，各种离子出现振荡式峰值，似乎反映出一种截然不同于其邻近湖区的环境，而呈现出更为干旱的环境。何以出现这种现象?根据沉积层特征对比，并无错误。那么只能从两个方面去寻求答案，关键是它所处的特定位置—湖滨。其一，旱季湖滩裸露，蒸发使盐分向滩面聚集。其二，雨季湖滩淹没使滩面下土层浸入后期盐分。可能这两种过程同时存在，使其出现反常的曲线变化。
剖面上段的易溶盐含量沿剖面的变化，在红崖有4峰5谷的特征，而在雪儿沟变化幅度略大一些，但频度低，只有3～4个旋回。其原因可能是由于这两个剖面上段处于极易迁移的氯盐累积区，并且与后期聚集特征有关。
(三)新构造运动
在剖面上段，开始出现湖泊深浅和湖面范围的变化。这一变化的分界点在红崖附近。在分界点以南以东，湖水加深，湖面扩展，剖面表现是湖滨相沉积层被较厚的湖相层覆盖;在分界点以北以西，湖水变浅，造成湖相层被流水堆积的砾石层覆盖，使雪儿沟剖面下段的浅湖相堆积层变为上段的湖滨区堆积层。同一个湖泊同一时期不同部分的这种明显变化，可能是新构造运动的结果。也就是在红崖至雪儿沟甚至更西一些的湖盆底部相对抬升，使以西以北的湖水变浅，这一构造发生的起始时间大约在早更新世末-中更新世初，和青藏高原的再次隆升是同步的。
另外，结合剖面描述以及根据易溶盐分析所判断的湖泊发育阶段，可以发现在泥河湾层上段沉积时期，既是湖侵时期，又是由硫酸盐湖向氯化物湖过渡的湖区气候更趋干旱的时期。湖侵发生在气候更趋干旱的时期，说明湖侵显然不是内陆湖区降水量增加使湖水总量增加造成的，正确的答案只能从新构造运动去寻找。湖侵型剖面最典型的为铺路剖面和红崖剖面，这2个剖面恰好证明在泥河湾层下段堆积结束之末，在铺路和红崖一带出现地壳下沉，其结果不仅使这里出现了湖侵型剖面，而且还使泥河湾古湖与蔚县古湖通过这里相互连通。
(四)古水系变迁
微咸水—咸水是封闭的内陆湖泊所特有的特征之一。桑干河穿流本地区，在泥河湾盆地东南隅的石匣流出，这是个众说不一的问题。有人通过阶地位相对比，得出中更新世初河流穿越石匣而出的说法(宋津生等，1982)。殊不知阶地缺少物质的对比而作长距离的形态对比是很不可靠的。既然通过前述已判定泥河湾古湖早期有微咸水—半咸水内陆湖和晚期的半咸水内陆湖的属性，那么桑干河在泥河湾古湖存在时期是汇入湖盆而不穿越湖盆的内流河。湖盆周围的水系自然也不像今日这样汇入桑干河，大部分是独立汇入湖盆的内流河，只有桑干河上游支流是通过桑干河干流汇入湖盆的。
桑干河流过石匣可能有3种原因:①湖盆底部新构造抬升引起湖水骤然从石匣缺口外逸，切出石匣峡谷，这种想法的根据是红崖-雪儿沟之间盆地底部的抬升迹象;②突发性暴雨洪水引起湖水位猛涨，造成湖水逸出石匣，此推想的依据是红崖和雪儿沟剖面顶部出现的厚层河流相砾石层;③下游河流溯源侵蚀的结果。石匣被切穿，泥河湾古湖立即泄水消亡。
