2020, Vol.40
在古海洋研究中，有孔虫氧同位素是广泛使用的一个指标。除了作为地层划分的依据，氧同位素也蕴含关键的环境变化信息[1~3]。在早期研究阶段，第四纪有孔虫氧同位素波动被认为主要反映海水温度变化[1]。而后这一观点得到修正，认为是全球冰量和海水温度变化的综合信号，其中前者信号为主[2]。
随着低纬海区长序列有孔虫氧同位素记录的大量涌现，近期发现在边缘海地区，同一站位的底栖和浮游有孔虫氧同位素呈现出不同的波动特征[3~6]。例如在氧同位素(MIS)6.5、6.3、5.3、5.1和3.3等阶段，相比于底栖有孔虫，浮游有孔虫氧同位素更加负偏，整体上导致低纬浮游有孔虫氧同位素记录展示出更显著的岁差周期[3~4]。这种曲线被称为“季风型同位素”曲线，推测其岁差周期与低纬水循环过程相关[3]。然而目前还不清楚低纬水循环究竟如何影响浮游有孔虫氧同位素的波动。
在部分河口地区，当岁差和太阳辐射量驱动的夏季风强度处于高值时，降雨同位素出现负偏移，同时较强的季风降水和河流径流量导致表层海水淡化，最终造成浮游有孔虫同位素的负偏移现象[5~6]。但将这一解释模式套用在其他地区时，却受到越来越多证据的挑战。首先，在同一个站位，发现代表陆地淡水输入、盐度变化的指标与浮游有孔虫同位素波动并不一致[7]；其次，数值模拟结果表明，海水盐度与同位素的定量关系在地质时间尺度上是变化的[8]；第三，重建数据和模拟结果同时表明，降雨变化在空间分布上并不均匀，但表层海水同位素波动在大空间尺度上较为均一[8~9]。因此，浮游有孔虫和表层海水同位素波动并不一定指示降水和盐度变化，而是降水-蒸发平衡、洋盆间水汽再分配、洋流混合、陆地淡水输入等因素共同作用的结果[9]。
为了准确理解地质时间尺度上浮游有孔虫和表层海水同位素波动的气候意义，不能依靠单一站位的重建数据，而要同时利用具有一定空间覆盖范围的多个站位数据和数值模型结果[8~9]。在这一指导原则下，本文收集和计算了第四纪热带西太平洋地区数个站位的表层海水同位素记录，并结合同位素数值模拟探索它们的岁差周期特征及其与低纬水循环的关系。
1.1 研究站位本文一共收集了8个站位的重建数据[3, 6, 10~21]，分别分布在开放的热带西太平洋、南海和赤道东大西洋(表 1和图 1)。较长的记录可以追溯过去45万年的沉积历史，较短的记录也可以覆盖过去15万年的历史。每个站位的数据分辨率均大于1100年；每个站位主要为半远洋沉积，且水深位于碳酸盐补偿深度之上，钙质化石保存状况良好。为了统一年代模式，将每个站位的底栖或者浮游有孔虫同位素记录调整到LR04天文调谐标尺上[22]。其中MIS3以来的地层由14C测年数据约束(表 1)。
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表 1 本文研究所涉及的海洋沉积站位和年代框架信息 Table 1 Marine sedimentary records used in this study and their chronology constrains |
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图 1
低纬地区年均降水速率和表层海水氧同位素的空间分布
(a)降水数据(单位：mm/天)来自NCEP/NCAR再分析项目[20](https://psl.noaa.gov/)，为1948~2019年的平均数据；(b)表层海水同位素(单位：‰ (SMOW))来自文献LeGrande和Schmidt(2006)[21]，其陆地上河流用浅蓝色表示
Fig. 1
The spatial distribution of annual-mean precipitation rates and sea-surface oxygen isotope composition across the low latitudes.
(a)Precipitation rates(unit: mm/day)are sourced from the NCEP/NCAR reanalysis project[20](https://psl.noaa.gov/). (b)Sea-surface oxygen isotope composition is from LeGrande and Schmidt(2006)[21]. Rivers on land are indicated by light blue curves |
在每个站位，利用同一个表层浮游有孔虫属种Globigerinoides ruber来重建碳酸盐δ18 O和Mg/Ca温度。同时避免使用颗石藻烯酮不饱和度重建的SST记录(U37K′-SST)。这是因为在不同海区，浮游有孔虫和颗石藻勃发的季节可能不一致，导致这两种温度记录存在季节性偏差[23]。当碳酸盐同位素和温度数据来自同一个信息载体时，表层海水δ18O的重建无疑会更加准确。此外，热带海区温度记录经常超过27 ℃，逼近U37K′-SST温度计的使用上限，该方法重建温度的准确性下降。
1.2 重建表层和剩余海水同位素根据碳酸盐古温度计原理，利用同一个样品浮游有孔虫氧同位素(δ18Oplanktik)和SST记录，就可以计算出表层海水同位素(δ18Osurf)变化。这里利用培养实验结果，即低光照条件下浮游有孔虫Orbulina universa的经验公式进行换算[24]：
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(1) |
其中δ18Osurf和δ18Oplanktik的单位分别为SMOW(Standard Mean Ocean Water，标准平均大洋海水)和PDB(Peedee Belemnite Standard)。虽然与沉积物中浮游有孔虫G.ruber不是同一个属，但该公式在各个热带大洋具有普适性[25]。考虑到δ18Oplanktik和Mg/Ca比值的测量误差，以及Mg/Ca-SST校正曲线和公式(1)的传递误差，δ18Osurf的误差估算为±0.30‰(±1σ)[26]。
传统研究认为，在第四纪冰期-间冰期旋回过程中，极地冰盖体积出现巨大变化(大约相当于全球平均海平面120 m的升降幅度)[27]，并且冰盖与海水之间存在巨大的同位素差异，因此冰盖体积变化是改变大洋平均海水同位素值的第一主控要素。研究上常常利用重建的或者模拟的冰盖同位素效应[27~28]来校正δ18Osurf，获得剩余海水氧同位素(residual δ18O或δ18Oresi)。由于Waelbroeck等[27]重建结果与LR04的年代标尺之间存在差异，而Bintanja等[28]模拟结果与LR04年代标尺一致，因此我们利用后一个数据来消除冰盖体积变化对δ18Osurf的影响。但无论使用哪一个数据进行冰盖效应的校正，并不影响δ18Oresi的轨道周期分析结果和本文的结论。
一般认为，δ18Oresi由区域的降水-蒸发平衡、洋盆间水汽再分配、陆地淡水输入等因素决定，与低纬水循环变化最为密切。以下所讨论的表层海水同位素曲线，均为经过温度和冰盖体积校正的剩余海水氧同位素记录。
1.3 轨道周期分析方法通过功率谱和带宽滤波等时间序列分析方法，来解析δ18Oresi记录中所包含的轨道周期。功率谱分析采用Redfit-X软件[29]，当功率值超过80 %的置信水平，就认为时间序列中包含较为显著的某个周期。对轨道周期的带宽滤波分析采用Analyseries软件[30]，其中岁差周期滤波的中心频率和带宽分别设置为0.04761 ka-1和0.01025 ka-1[31]。地球轨道参数和太阳辐射量依据Berger(1978)[32]的计算方案。
1.4 同位素数值模拟本文将重建的δ18Oresi记录与气候数值模拟结果进行对比，来追踪表层海水同位素变化的机理。这里利用一个已经公开发表的模拟结果，该实验基于GISS ModelE-R海气耦合模式，分别模拟工业革命前(0 ka B.P.)和中全新世(6 ka B.P.)边界条件下的大气降水同位素和表层海水同位素变化[8]。两个时间段边界条件的差别在于轨道参数和温室气体浓度。两个实验对同位素绝对值变化的模拟并不准确，但对同位素时空变化趋势的模拟较为可靠[8]。因此本文主要探索中全新世和工业革命前表层海水同位素的变化趋势和幅度，并将它与重建数据进行对比。
2 结果大多数重建的δ18Oresi记录都包含有100 ka、40 ka和20 ka的轨道周期，其中100 ka和20 ka的周期最为普遍且振幅最显著(图 2和3)。每个周期可能与不同驱动机制相关[25]。在本文研究中，我们只关注δ18Oresi记录中的20 ka岁差周期，该周期与低纬水循环的联系最为密切[3]。
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图 2 赤道西太平洋剩余海水同位素记录及其频谱和岁差滤波分析结果 在4个站位(GeoB17426、MD06-3067、MD01-2386和KX973-22-4)，剩余海水同位素记录在岁差周期上的功率谱强度均超过80 %的置信水平；剩余海水同位素岁差滤波与20°N的7月21日太阳辐射量[32]呈现正相关关系右侧竖线指示100 ka和41 ka的轨道周期，黄色长方形指示岁差周期；图 2~5所使用的原始数据文献均见表 1 Fig. 2 Spectra and the 21-ka filtering components of four δ18Oresi reconstructions from the tropical western Pacific. Spectral power of the precession-band variance all exceeds the 80 % confidence level in all four sites. The 21-ka filtering components show a positive correlation with the 20°N July 21 insolation[32]. In the right, vertical lines indicate 100-ka and 41-ka orbital cycles, and the yellow rectangle indicates the precession periodicity. References for original data used in Figs. 2~5 are listed in Table 1 |
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图 3 南海剩余海水同位素记录及其频谱和岁差滤波分析结果 其中南海北部两条剩余海水同位素记录(MD05-2904和ODP1145)在岁差周期上的变化均没有超过80 %的置信水平；岁差滤波与20°N的7月21日太阳辐射量[32]大致上呈现正相关关系在图中右侧，轨道周期标识与图 2类似 Fig. 3 Spectra and the 21-ka filtering components of three δ18Oresi reconstructions from the South China Sea. Spectral power of the precession-band variance in the two northern South China Sea sites(MD05-2904 and ODP 1145)does not exceed the 80 % confidence level. The 21-ka filtering components show a largely positive correlation with the 20°N July 21 insolation[32]. In the right, marks for primary orbital cycles are similar to those used in Fig. 2 |
大面积海表高温条件引发的大气深对流，导致西太平洋暖池成为世界上降雨最多(图 1a)，同时也是蒸发量最强的区域之一。如图 2所示，过去36万年以来，赤道西太平洋4个站位δ18Oresi的波动幅度约为0.6 ‰ ~0.8 ‰。相比于靠近陆地边缘的两个站位(MD01-2386和MD06-3067)，西太平洋暖池核心区两个站位δ18Oresi值平均要分别偏正约0.2 ‰ (GeoB17426)和0.4 ‰ (KX973-22-4)。这种偏正现象也反映在现代表层海水同位素的空间分布上(图 1b)。MD01-2386和MD06-3067这两个站位与现代热带辐合带平均位置重合(图 1a)，接收到较多的降水，再加上陆地冲淡水的影响，表层海水同位素呈现相对的负偏移(图 1b)；而西太平洋暖池核心区的两个站位(GeoB17426和KX973-22-4)恰好位于现代热带辐合带和南太平洋辐合带(South Pacific Convergence Zone，简称SPCZ)之间，接收到的降雨较少，因此表层海水同位素呈现相对的正偏移(图 1b)。
频谱分析表明，4个站位δ18Oresi记录都包含有显著的岁差周期信号，并且它们的岁差周期滤波几乎呈现同相变化，与北半球7月21日太阳辐射量存在良好的正相关关系(图 2)。即当北半球夏季辐射量处于高值期时，热带辐合带平均位置向北迁移并且亚洲夏季风达到鼎盛时[33]，热带西太平洋的δ18Oresi值出现相对的正偏移(图 2)。值得注意的是，暖池核心区KX973-22-4站位功率谱强度最大的地方并非出现在23 ka附近，而是出现在28 ka(图 2)。
2.2 南海作为一个半封闭的边缘海，南海接受了周边陆地河流大量输入的冲淡水。相比于同纬度开放的西太平洋，南海表层海水平均盐度要偏淡约1.0 ‰，氧同位素平均值要偏负约0.2 ‰ (图 1b)。因此，重建的南海δ18Oresi记录(图 3)也整体上比热带西太平洋的记录(图 2)更为偏负。在南海内部，南海中南部的降雨量和陆地河流径流量要超过北部(图 1a)。因此，中部MD05-2901站位的δ18Oresi记录总体上要比北部两个站位(MD05-2904和ODP1145)偏负约0.3 ‰ (图 3)。
过去45万年以来，南海δ18Oresi记录的波动幅度达到1.5 ‰ (图 3)。北部两个站位(MD05-2904和ODP1145)的δ18Oresi记录并不包含显著的岁差周期，但中部站位(MD05-2901)的岁差周期信号在功率谱分析中超过80 %的置信水平。虽然部分站位的岁差周期很弱，但这里依旧进行滤波分析，检验它们在岁差周期上的相位关系。发现与开放西太平洋的记录一致，南海3条δ18Oresi记录在岁差周期上的变化与北半球7月21日太阳辐射量基本上也呈现正相关关系(图 3)。虽然在太阳辐射量振幅波动较弱的420~380 ka B.P.和60~20 ka B.P.时段，这种相关关系变得模糊。
2.3 热带大西洋在热带西太平洋，目前仅有一条记录(MD03-2707)覆盖时间足够长，可以跨越几个岁差周期，满足本文的研究要求。MD03-2707站位于赤道东大西洋，刚果河流域的河口地区(图 1和4)，先前研究已经确认其δ18Oresi波动主要受到陆地冲淡水的影响，是西非季风忠实的替代性指标[6, 19]。该站位δ18Oresi记录的波动幅度高达2.0 ‰，且包含有显著的岁差周期(图 4)，超过95 %的置信水平。滤波结果显示，该站位岁差周期与北半球7月21日太阳辐射量呈现显著的负相关关系，即在北半球夏季风极盛期时，陆地冲淡水导致河口地区表层海水淡化，导致δ18Oresi出现明显的负偏移现象[6, 19]。因此，该站位δ18Oresi记录的岁差周期与上述西太平洋-南海地区的记录呈现反相关系(图 4)。
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图 4 剩余海水氧同位素记录与华南石笋氧同位素在岁差周期上的相位对比 在岁差周期上，华南石笋氧同位素[33]与赤道东大西洋剩余海水氧同位素[6, 19]呈现同相位变化，而与热带西太平洋结果[16]呈现反相位变化 Fig. 4 Phase relationship between reconstructed residual δ18O and southern China stalagmite δ18O at the precession bands. Precession cycles of southern China stalagmite δ18O[33] are in phase with those of residual δ18O from the equatorial eastern Atlantic[6, 19], but are antiphase with residual δ18O from the tropical western Pacific[16] |
如图 5所示，GISS ModelE-R模拟结果表明，相比于工业革命前(0 ka B.P.)，中全新世时(6 ka B.P.)更强的北半球夏季辐射量导致热带西太平洋出现明显的表层海水同位素正偏移现象，偏移振幅最大地区为西太平洋暖池的核心区。热带印度洋、大西洋和部分赤道东太平洋海区则相反，出现不同程度的表层海水同位素负偏移现象。在岁差低值期，由于热带辐合带平均位置向北移动，北半球夏季风降水和陆地冲淡水普遍增强，再加上北半球降水同位素的负偏移[8, 33]，导致靠近陆地的海区，例如孟加拉湾、西非岸外和地中海，表层同位素的负偏移现象最为显著。
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图 5 剩余海水同位素重建记录与同位素模拟结果对比 模拟结果为中全新世(6 ka B.P.)和工业革命前(0 ka B.P.)表层海水同位素的差值，来自文献Schmidt等(2007)[8]图中所示数值为模拟结果的4倍；图中站位不同颜色代表重建的剩余海水同位素波动与气候岁差的关系 Fig. 5 Comparison of reconstructed residual δ18O and modelled seawater δ18O. Simulated results are seawater δ18O differences between the mid-Holocene(6 ka B.P.)and the preindustrial era(0 ka B.P.), adopted from Schmidt et al. (2007)[8]. Simulated values have been multiplied by a factor of 4. Colors of data sites indicate the relationship between changes in residual δ18O and climatic precession |
计算δ18Oresi时间序列在岁差低值期和高值期的差值，并与模拟结果进行对比，发现二者吻合良好(图 5)。重建的δ18Oresi数据分别反应了在岁差低值期时，热带西太平洋-南海和赤道东大西洋的同位素正、负偏移现象。并且重建数据中δ18Oresi的变化幅度也与模拟结果吻合良好，即开放的西太平洋在岁差周期上变化振幅大，而南海北部的变化振幅小(图 5)。
3 讨论 3.1 热带西太平洋δ18Oresi岁差周期的主控因素模拟结果显示，岁差低值期时，西太平洋暖池区降水同位素出现正偏移，部分地区降水量下降[8]。这虽然可以解释部分重建记录中δ18Oresi的正偏移现象，但无法解释整个热带西太平洋的表层同位素正偏移现象。近年来许多研究揭示，暖池区大气深对流格局及其降水量变化与赤道太平洋的厄尔尼诺-南方涛动(El Niño -Southern Oscillation，简称ENSO)相关[34~40]。在轨道时间尺度上，赤道秋季太阳辐射量调控着赤道太平洋在厄尔尼诺状态和拉尼娜状态之间的切换。当赤道太平洋处于厄尔尼诺态时，暖池区的大气对流中心向东移动，暖池核心区和西部降雨减少；拉尼娜状态时，正好相反[34~40]。如果区域降水量变化是热带西太平洋δ18Oresi记录的主控因素，那么δ18Oresi记录的岁差周期应该与赤道秋季(9月21日)太阳辐射量呈现反相关关系。但事实上赤道秋季太阳辐射量与北半球7月太阳辐射量之间存在约4~6千年的相位差[32]，因此热带西太平洋δ18Oresi的岁差周期信号显然无法用纬向气候波动和降水变化来解释。
这里我们提出两种机制来解释热带西太平洋大范围的同位素变化现象。第一种机制与跨洋盆间的水汽分配相关(图 6)。在热带信风作用下，大西洋水汽会通过中美洲进入太平洋，每年净运输量达到0.36 Sv(1 Sv代表每秒一百万立方米)。而在中高纬度西风带作用下，太平洋水汽反向运输进入大西洋。但由于北美大陆科迪勒拉山系的阻挡作用，导致北半球西风带输送量较小。南北半球西风带每年输送量仅为0.30 Sv[41]。这种水汽不平衡的输送方式导致现今热带太平洋平均盐度要比大西洋低约2 ‰，氧同位素平均值要负偏约0.5 ‰ (图 1b)。模拟结果显示，在北半球夏季辐射量的高值期，热带辐合带平均位置向北移动，导致大西洋向西跨越中美洲往太平洋输送的水汽减少，同时热带太平洋向印度洋输送的水汽却增多，因此整个热带太平洋会丧失淡水和积累盐分，出现表层海水同位素正偏移现象(图 5)[8~9]。同时期，热带大西洋丧失的淡水减少，因此整个海区表层海水同位素出现相对的负偏移现象(图 4和5)。
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图 6 现代大西洋在不同纬度上的淡水净运输量示意图 红色箭头代表通过大气输送进入和离开大西洋的淡水通量(单位为Sverdrup，Sv，1×106 m3/s)，数据来自文献Broecker(1991)[41]；图中虚线代表 1月和7月热带辐合带的平均位置 Fig. 6 Schematic for freshwater budget of the modern Atlantic Ocean at different latitude bins. Red arrows indicate the atmospheric freshwater flux in and out the Atlantic Ocean(Unit:Sverdrup, Sv, 1×106 m3/s). Data are from Broecker(1991)[41]. Dashed lines indicate the mean position of the intertropical convergence zone during July and January, respectively |
第二种机制与海陆间的水汽输送相关。当岁差驱动的海陆之间的热力学差异在夏季达到峰值时，太平洋-东亚大陆之间的水汽输送和季风强度也达到最高值[9]。一方面，热带洋面的对流强度、水汽输送路径上的“雨洗”效应，以及陆地上季风降雨强度和面积区域都扩增，这些因素共同导致水汽同位素分馏程度增加，使得陆地上降水同位素出现较强的负偏移[42~43]；另一方面，季风降雨强盛期，陆地液态水储库增加。这两方面因素可以导致陆地以地表水和地下水的形式截留了大量较轻的氧同位素(图 7)，最终导致热带洋面出现较重的氧同位素。这可以解释华南降水同位素[33]与热带西太平洋δ18Oresi在岁差周期上反相的现象(图 4)。
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图 7 海陆之间水汽输送过程的同位素分馏示意图 随着水汽输送路径的延伸，降水同位素值越来越呈现负偏移；修改自文献Coplen等(2000)[44] Fig. 7 Schematic for the isotopic fractionation associated with the ocean-to-land moisture transfer. Along with the extension of moisture transport route, precipitation isotope composition becomes more and more depleted. This schematic is revised after Coplen et al. (2000)[44] |
需要指出的是，过去研究常常关注冰盖，即陆地上固态水储库变迁对大洋同位素的影响。诚然，冰盖体积变化确实重要，第四纪规模巨大的冰期旋回可以导致整个大洋水体的氧同位素出现约1.2 ‰的变化[27]。但是液态水储库对大洋同位素的影响却没有进入学术视野(图 7)，一般认为液态水储库太小，对整个大洋同位素的影响无足轻重。但现今越来越多证据却在显明，陆地液态水储库至少对区域表层海水的影响是显著的。全球陆地液态水储库最重要形式是地下水，其现今水量接近全球冰盖的一半[45]。发现在2010~2011年的拉尼娜事件中，全球海平面在16个月时间里下降了5 mm，同时期陆地储水量增加显著[46]。在大西洋沿岸地区，向海洋排放的地下水与河流的径流量相当[47]。因此，地下水储库变迁完全有可能改造表层海水同位素。
综上所述，跨洋盆水汽输送和海陆间水汽输送共同作用，导致在夏季辐射量的高值期，热带西太平洋δ18Oresi出现较重的值。但目前并没有足够资料可以定量判断陆地液态水储库在轨道尺度上的演变历史，因此这里仅仅作为一个假说提出，有待将来进一步的工作。
3.2 南海δ18Oresi岁差周期的控制因素南海局部水循环与开放的西太平洋存在较大差异。在岁差低值期，南海南部降雨量增加，同时降水同位素出现相对的负偏移[8, 35~38]。但进入南海的西太平洋海水携带偏正的同位素信号，抵消了上述两个因素的影响[8~9]。并且洋流的混合作用超过局部降水的影响，导致南海中部站位(MD05-2901)δ18Oresi记录在北半球夏季辐射量高值期也出现相对的正偏移现象(图 3)。
在南海北部，珠江、韩江等流域的淡水输入也受到北半球夏季太阳辐射量的调控，在岁差低值期出现高峰[48]。由于受到较多太平洋水汽的影响，中国东南地区降水同位素在岁差低值期仅出现较弱的负偏移[43]，这迥异于同时期中国长江流域和西南地区降水同位素强烈的负偏移现象(图 4)[33]。尽管如此，陆地径流量和降水同位素仍然有利于南海北部δ18Oresi记录在夏季辐射量高值期时出现相对的负偏移。然而，同样由于热带西太平洋海水通过巴士海峡进入南海，抵消了区域降水的影响[8~9]，最终导致δ18Oresi记录在夏季辐射量高值期时反而出现较弱的正偏移现象。降水-地表径流量、降雨同位素和洋流混合的相互作用结果，可能可以解释南海北部两个站位δ18Oresi记录(MD05-2904和ODP1145)中岁差周期不显著的现象(图 3)。
4 结论利用8个站位浮游有孔冲氧同位素和Mg/Ca-SST记录，我们重建了过去45万年以来热带西太平洋-南海δ18Oresi的演变历史。发现大部分δ18Oresi记录都展示出显著的岁差周期，并且与北半球7月21日太阳辐射量呈现正相关关系。在北半球夏季辐射量和季风的鼎盛期，当中国石笋所记录的季风降水同位素呈现负偏移时，热带西太平洋-南海的表层海水同位素却出现正偏移。热带西太平洋与赤道大西洋表层海水同位素波动在岁差周期上也呈现反相现象。
区域降水量和降水同位素变化无法解释热带西太平洋-南海δ18Oresi记录在大空间尺度上一致变化的现象。结合同位素数值模拟结果，我们提出了两种新的调控机制。一是在北半球夏季辐射量高值期，热带辐合带平均位置向北移动，热带太平洋接受的大西洋水汽输送减少，同时向热带印度洋输出水汽增多，导致表层海水同位素发生正偏移。二是在季风鼎盛期，太平洋向亚洲大陆的水汽输出增加，导致陆地液态水储库截留了更多同位素较亏损的淡水，同样导致了表层海水同位素的正偏移现象。由于洋流的混合作用，入侵的太平洋表层水信号抵消了南海区域降水作用的影响，导致南海表层海水同位素在夏季辐射量高值期时也出现类似的相对正偏移现象。
致谢: 感谢匿名审稿人对本文提出的许多建设性修改意见。
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Abstract
Sea-surface δ18O is an important approach to understand the history of the low-latitude hydrological cycle. However, the climate interpretation of sea-surface δ18O can be complicated by a set of factors, including regional precipitation-evaporation balance, water-vapor redistribution among ocean basins, continental runoff and ocean-current homogenization. In this study, through using parallel records of planktonic foraminiferal δ18O and Mg/Ca-sea surface temperature reconstructions, we calculated residual δ18O changes at several sites in the tropical western Pacific-South China Sea over the past 450 thousand years. These sites(MD05-2904, ODP1145, MD05-2901, KX973-22-4, MD01-2386, MD06-3067 and GeoB17426) together cover a latitude range from 2.19°S to 19.46°N, and a longitude range from 110.74°E to 159.23°E. We find these residual δ18O records show strong and in-phase variance at the precession bands, which are relatively enriched when Northern Hemisphere summer insolation is strong. This is contrast to stalagmite δ18O records from southern China and residual δ18O reconstructions from the tropical Atlantic, where δ18O were relatively depleted during precession minima. The reconstructed sea-surface δ18O variations are well matched with previously published simulation results.We infer that the precession minima can have triggered two mechanisms in the tropical Pacific. First, a northward migration of the Intertropical Convergence Zone has resulted in a reduced moisture transport from the tropical Atlantic to the Pacific via the Central America. Second, strengthened summer monsoons have increased a moisture flux from the Pacific to Asian landmasses, giving rise to an expansion of liquid-water reservoir in the land. Both mechanisms can reduce the freshwater amount in the tropical western Pacific and thus increase sea surface δ18O. Moreover, the effect of these two mechanisms can overwhelm that of regional precipitation changes within ocean basins, generating uniform changes in residual δ18O at a large spatial extent.