早更新世时期狼山、巴音乌拉山、贺兰山以及鄂尔多斯高原在燕山运动构造格局基础上持续隆起［45-46］，其间河套平原［47］和吉兰泰断陷盆地则持续下沉［48］，在磴口-敖龙布鲁格一线以南广大地区形成统一的大湖［49］。155 ka之前沙漠形成是中更新世时期干旱增加的结果，青藏高原强烈隆起［50］，青藏高原的上升使邻近的地区变成了沉积盆地［51］，阻挡了来自印度洋的暖湿气团［52］，对来自西风带的水汽屏障作用也加强了，中国大陆气候较为干冷，西北地区的干旱化趋势明显。“吉兰泰-河套古大湖”取代了风成沙丘环境，其变化过程可能由于鄂尔多斯高原东北边缘距今120 ka前后开始的快速构造隆升［45］，致使晋陕峡谷黄河外流受到阻碍［49］，最终在河套盆地积水形成统一湖泊，末次冰期期间冰段相对湿润的气候环境进一步促进了古大湖的发育［19］。Vostok冰芯δ18O在120 ka达到峰值；90—80 ka阶段，太阳辐射逐渐增加，夏季风盛行，气候逐渐变湿润，有利于湖泊发育（图5）。80 ka直至全新世早期东亚夏季风强度减弱，冬季形成强风，较强的日照导致了较高的温度和较强的蒸发，气候干燥［53］。吉兰泰盐湖末次冰盛期到冰消期的矿物组成变化表明，该地区环境可能受到夏季太阳辐射、全球与区域温度变化以及夏季风演化的影响［54］。图5b显示，80 ka为转折点，太阳辐射减少，指示气候变冷干，湖泊水位衰减；60—50 ka却存在显著上升趋势。C4植被含量在85 ka之后开始增加，气候逐渐变干。湖相沉积的平均粒径基本维持稳定，在约85 ka时存在一个弱峰值，指示一次粒度变大事件。磁化率在80—20 ka明显低于120—80 ka，指示了夏季风环流在80 ka之后减弱。古湖最终消亡可能与末次冰期极端寒冷的气候和河套盆地周缘强烈的构造运动有关，总有机碳值的突然下降、δ13C值的增加、风成砂和沙漠沙含量的增加均表明在此期间气候干燥、寒冷［22］。大型古湖泊干涸后，古湖泊的边缘提供了丰富的泥沙和沙源物质，湖盆本身和贺兰山丘陵为风成砂沉积提供了有利的地形条件，使得沙漠经历了移动沙丘的活化、沙漠地貌发育。