赤铁矿（Fe₂O₃）具有刚玉结构，一个FeO₆组合为一个八面体。相邻两层Fe³⁺的磁矩排列方向刚好相反，相互抵消，因此赤铁矿具有反铁磁性（Antiferromagnetism）。每一层铁离子组成的面叫做C面，垂直于C面叫做C轴。

赤铁矿的T_C比磁铁矿要高，大约为670°。其晶胞参数

a = b = 0.5034 nm

c = 1.3752 nm

赤铁矿M_s很小（~0.4 Am²/kg），比磁铁矿小两个数量级。因此，其形状各向异性能就很小，磁结晶各向异性能提供主要的磁能。磁结晶各向异性能与M_s呈反比，也就是说M_S越小，其矫顽力就越大。磁铁矿的矫顽力一般在20 mT上下，而赤铁矿的矫顽力可以高达几百mT，甚至更高。这就给了我们一个契机，可以利用磁铁矿和赤铁矿矫顽力的巨大差别，来确定二者对一块样品磁性的贡献。

首先，给一块样品在X轴方向加一个饱和场（比如1 T），磁铁矿和赤铁矿都会饱和，样品的剩磁为IRM_1T。然后在反方向加一个300 mT 的场，让样品重新磁化。所有剩磁矫顽力小于300 mT的颗粒，其磁矩都会沿着反方向被饱和磁化，而剩磁矫顽力大于300 mT的颗粒，其磁矩仍然保持正向磁化。此时，样品中就含有两种相反的磁矩，整体剩磁叫IRM_-300mT。

如果想要估算高矫顽力成分（Hard IRM, HIRM）的贡献，我们可以把两个剩磁相加：

HIRM = 0.5 *（IRM_1T + IRM_-0.3T）

其中的系数0.5是因为，高矫顽力组分对IRM_1T 和IRM_-0.3T都有贡献。相加时，软磁组分被抵消，而硬磁组分被重复计算，所以需要除以二。另外，在计算HIRM时，一定要注意，IRM_1T和IRM_-0.3T都是矢量，而超导仪器测出的剩磁强度那项只显示数值，不显示方向，所以在进行二者相加时，一定要注意IRM_-0.3T倾角方向，不能简单的进行数值相加，否则就会引起错误的解释。

一般情况下，HIRM越高，表示样品中的高矫顽力组分的含量越高。

除了计算HIRM，还可以利用上面的参数计算高矫顽力和低矫顽力成分之间的相对含量：

S = -IRM_-0.3T / IRM_1T

这个比值越接近于1，表示软磁组分含量高，S比值越低，表示硬磁组分含量高。

上面我们选择300 mT作为阀门值，其实还可以选择其它的阀门值，比如100 mT。为了区分期间，我们重新定义:

HIRM_{x mT} = 0.5 * (IRM_1T + IRM_{x mT})

后来的研究表明，赤铁矿的剩磁矫顽力变化很大，尤其是含铝赤铁矿，很多Al-Hm的剩磁矫顽力就小于300 mT，于是传统的HIRM_-300mT就不能真正代表赤铁矿的含量变化。

为了解决这一难题，Liu et al. (2007)提出L比值的概念：

L = HIRM_-300mT / HIRM_{-100 mT}

L比值与高矫顽力分的剩磁矫顽力正相关。L比值越大，表示其剩磁矫顽力越大。只有当L比值变化不大时，剩磁矫顽力的变化对HIRM影响较小，HIRM才能被用来衡量高矫顽力组分的变化。如果L比值变化很大，说明HIRM不再单纯地表示高矫顽力组分的含量。反而L比值本身可能代表着高矫顽力组分物源的变化。

和磁铁矿相似，赤铁矿也有一个低温转换温度，发生在250 K左右，叫做Morin转换，该温度叫做T_M。表现在剩磁方面，就是剩磁会突然发生变化。

我们来一起做一个实验。找一个晶型完美的赤铁矿，首先我们在300 K沿着C面方向加场，让赤铁矿获得一个剩磁。然后在C面和C轴方向，同时测量剩磁随着温度降低的变化特征。在250 K左右，我们发现沿着C面的剩磁突然大幅度下降，而沿着C轴方向上的剩磁突然大增。这说明在300 K沿着C面获得的剩磁在T_M突然转向到了C轴。所有这种磁矩突然转向的行为都可以用能量最小原理来解释。

        我们来考察一个正向放置的碗，此时碗底是能量最小状态。而对于一个反向放置的碗，其碗底则是一个能量最大状态。计算磁能需要一个系数，这个系数是随着温度变化的。当这个系数在T_M变符号时，能量最小状态就发生改变。在TM之上，M沿着C面定向排列，而在T_M之下，M会发生90°偏转，变成沿着C轴定向排列。

T_M也不是一个固定的值，和T_V一样，和赤铁矿的晶型、所含杂质都有关系。自然界中赤铁矿大部分以纳米颗粒存在，很难用T_M来检测其存在。如果样品真的显示了T_M，这就说明其所含赤铁矿颗粒的粒径偏大，也比较纯。

在T_M之下，我们发现，赤铁矿的剩磁并不为零，这是什么原因？

这种情况下，赤铁矿的剩磁主要来源于缺陷剩磁，也就是说赤铁矿在晶体内含有一定的晶格缺陷，正反两个方向磁矩不再匹配，于是产生了剩磁。

可是，当温度逐渐回升，在跨越T_M之后，又恢复了一部分剩磁，这又是怎么一回事？

在赤铁矿晶体内部存在着不少的晶格缺陷，在这些部位，当温度回升时，会重新长出磁畴，剩磁会增长，但是肯定恢复不到原来的状态。

Özdemir and Dunlop (2006)证实了这一点。T_M之下的剩磁和经过LTC之后的室温剩磁具有很好的正相关性。这说明LTC之后的室温剩磁确实受到晶格缺陷控制。

        赤铁矿的晶体一般呈板状，在不同的环境下形成的赤铁矿形状差异较大。这种板状晶型很容易产生DRM倾角浅化问题。纳米级赤铁矿显示红色，是极好的染色材料。我们看到土壤红通通的，是因为含有很多成土作用产生的纳米赤铁矿。火星表面是红通通的，也是因为其表层土壤里含有大量的纳米赤铁矿。所以，研究赤铁矿不仅对地球有意义，对探索火星也会帮助很大。

赤铁矿除了对环境敏感，其参数可作为环境变化指标，它本身还是古地磁学中天然剩磁的重要载体。磁铁矿的SD粒径区间很狭窄，在几十到一百纳米之间。而赤铁矿SD的下边界和磁铁矿类似，几十个纳米，其上边界可达十几个微米。也就是说自然界中存在的赤铁矿几乎全在SD区间。

纳米级赤铁矿大多和沉积化学风化有关，是后期形成的，容易携带CRM。而粗颗粒的赤铁矿是源区物理风化产生，在沉积区携带的是DRM。判断样品中赤铁矿携带剩磁的机制，一直是古地磁学的前沿科学问题。

姜兆霞博士通过合成一系列的含铝赤铁矿，在实验室进行DRM沉积实验和CRM获得实验，发现CRM和DRM的热解阻谱完全不一样。携带CRM的赤铁矿小，T_B值相对低，很容易被热退磁，其退磁谱相对宽泛。而携带DRM的赤铁矿颗粒相对较大，其解阻温度相对要高，不容易在低温解阻。这种解阻谱的显著区别成为目前判别赤铁矿CRM和DRM机制的重要方法之一。

        赤铁矿与其他矿物不同，MD颗粒比SD颗粒更容易获得TRM。MD赤铁矿的TRM很高，只比SD磁铁矿低一个数量级，这为我们以后的研究提供了一个新的思路，要重视MD赤铁矿的贡献（Kletetschka et al., 2000）。