铁元素在不同氧化还原条件下与其他元素结合形成铁的氧化物、 氢氧化物、 硫化物以及铁的碳酸盐和硅酸盐等铁的化合物，其中许多铁的化合物(如磁铁矿、 赤铁矿等)具有磁性。含铁磁性矿物的形成、 运移和转化与环境密切相关^{[1, 2]}，环境磁学即是通过岩石磁学的方法获得磁性矿物的基本特征(磁性矿物类型、 含量和颗粒大小)^{[2, 3]}，从而反映其形成时的环境信息，并以其经济、 快速和样品无损性等优势备受青睐。过去几十年，环境磁学在风成沉积中得到广泛应用，Heller和Liu^[4]最早将第四纪黄土磁化率与深海氧同位素进行对比，显示干冷的冰期对应于黄土磁化率低值，而温湿的间冰期对应于古土壤磁化率高值； 之后，世界各地不同自然条件下黄土磁化率增强机制得到更多研究^[5-8]。同时，其他磁学参数(如频率磁化率、 无磁滞剩磁和等温剩磁等)及其参数组合作为古气候和古环境代用指标也得到广泛应用^{[2, 9, 10]}。

地质时期从前寒武纪到新生代广泛沉积了由泥岩、 砂岩、 砂砾岩或砾岩构成的红色地层^[14-20]。近年来，磁学方法开始应用到红层或红土古环境研究^[11-13]，红层磁学研究是分析其形成古地理环境的重要方法，也是红层古地磁^{[21, 22]}研究的基础。R_etallack等^[14]根据磁化率在土壤表层增强机制鉴别和分析了古生代和前寒武纪的古土壤； 张鹏等^[15]根据磁学结果认为兰州盆地渐新世红色泥岩形成于半湿润半干旱环境； 卢升高^[16]对第四纪南方红土磁学研究认为，成土过程中产生的细粒磁性矿物是影响南方红土磁学性质的重要因素； 吕镔等^[17]对亚热带花岗岩母质上发育的红土磁学研究认为，强磁性矿物在亚热带湿热环境下转化为弱磁性矿物； 王涛等^{[18, 19]}对悉尼附近的中新世古土壤磁学分析认为，随着风化和氧化程度的加强，磁铁矿逐渐向磁赤铁矿和赤铁矿转变。

太行山中南部沉积了厚层中元古界红色石英砂岩和部分紫红色砂质泥岩，根据普遍存在的红色波痕和泥裂，一般认为是滨海-海滩或浅海环境沉积^[23]。然而，现代类似环境中并没有红层沉积，相反，现代红层沉积出现在干旱的陆地环境，如澳大利亚中部的红色沙漠^[24]， 太行山红层的古环境仍需进一步研究。磁性矿物特别是细粒磁性矿物对其形成的氧化还原环境有一定指示意义^[25]，目前尚缺少对太行山红层的磁学分析。本文对太行山红层典型样品进行了系统的磁学分析，获得磁性矿物类型、 磁颗粒大小和磁性矿物含量等磁性特征，在此基础上初步探讨太行山红层的古环境。

太行山中南部广泛分布主体由红色石英砂岩构成的红色地层，其中局部夹杂灰白、 暗紫、 浅黄等颜色，因岩石坚硬，抗风化强，一般呈现为丹崖长墙的嶂石岩地貌景观^[23]。河南省新乡市西北140km处的郭亮村(35°06.9′N，113°36.3′E； 1700m)和石家庄市西南110km处的嶂石岩村(37°28.9′N，114°06.6′E； 1490m)是两处比较典型的太行山红层(图 1a)，两处红层结构和物质组成相似，以红色石英砂岩为主，属于中元古界长城系常州沟组^{[26, 27]}，其上与古生界石灰岩不整合接触，其下与太古界老变质岩不整合接触(图 1b和1c)。红层中交错层理、 红色波痕和泥裂(图 1d)较为普遍。选取郭亮村红色石英砂岩(图 1b)和嶂石岩村九女峰上紫红色砂质泥岩(图 1c)两剖面为主要研究对象。郭亮村剖面厚约140m，前人沿崖壁开凿了自下而上的“挂壁公路”(图 1b)，沿挂壁公路自下而上采集样品12个(编号GL01～GL12)，因为细粒沉积物更易受沉积环境影响从而反映沉积环境，所取12个样品主要是红色石英砂岩中细粒含量较高的部分； 嶂石岩紫红色砂质泥岩剖面厚约5m，位于红色石英砂岩上部，剖面顶部是40cm厚的青灰色泥岩，剖面中出现几处不连续的青灰色条带或斑块，部分青灰色条带以穿层形式出现在紫红色砂质泥岩中。取紫红色砂质泥岩样品22个(20cm间隔)，青灰色泥岩样品4个，由于紫红色砂质泥岩和青灰色泥岩各样品间磁学性质相似，磁性矿物均以赤铁矿为主，青灰色泥岩以顺磁性矿物为主(详见实验结果部分)，两组样品常温磁学参数相似(测量数据标准偏差较小，见 表 1)，常温磁学参数分别取紫红色砂质泥岩和青灰色泥岩两组样品平均值，分别编号GL13(紫红色)和GL14(青灰色)，并分别附以两组样品测量数据的标准偏差(见 表 1)。本文将红色石英砂岩样品和紫红色砂质泥岩样品都称作太行山红层。对以上样品进行磁性矿物特征对比分析。

图 1(Fig. 1)

图 1 太行山红层剖面位置与典型景观 (a)研究区与采样点；(b)郭亮村剖面及挂壁公路；(c)嶂石岩紫红色砂质泥岩剖面，剖面顶部是40cm左右青灰色泥岩，剖面下部有几条 青灰色条带和斑块，水平方向上不连续分布，部分青灰色层表现为穿层(插图)；(d)太行山红层中普遍存在的交错层理、 波痕和泥裂 Fig. 1 Location of red bed sections in Taihang Mountains and representative landscapes (a)Study area and sampling sites； (b)Outcrop of Guoliang(GL)section(red quartz sandstone)and hanging road on the cliff； (c)Outcrop of purplish sandy mudstone from Zhangshiyan. A 40cm cinerous mudstone is located on the top and several cinerous bandings and mottles appear in the section (inserted image)； (d)Cross-bedding，ripple-marks and mud-cracks in Taihang Mountains

表 1(Table 1)

表 1 太行山红层常温磁学参数 Table 1 Rock magnetic properties of red beds in Taihang Mountains 样品号 xlf/×10-8 m3·kg-1 xfd％／％ xARM/×10-8 m3·kg-1 xARM/xlf SIRM/×10-5Am2·kg-1 SIRM/xlf/×103A/m HIRM/×10-5Am2·kg-1 S-ratio Bcr/mT GL01 6.04 2.3 3.91 0.6 160.1 26.5 69.3 0.13 303.5 GL02 5.10 1.4 9.67 1.9 807.7 158.4 278.2 0.31 404.2 GL03 4.97 3.4 12.45 2.5 647.0 130.3 232.8 0.28 381.9 GL04 2.01 1.8 3.94 2.0 188.1 93.8 78.1 0.17 253.2 GL05 9.82 2.9 66.73 6.8 1321.5 134.6 491.9 0.26 403.7 GL06 1.64 8.7 1.48 0.9 13.7 8.4 4.2 0.40 53.5 GL07 12.21 1.2 2.43 0.2 81.5 6.7 32.3 0.21 308.1 GL08 8.81 0 6.06 0.7 205.6 23.3 30.7 0.70 302.8 GL09 1.61 2.2 2.90 1.8 19.7 12.2 5.5 0.44 64.6 GL10 8.30 0 5.57 0.7 243.5 29.3 90.3 0.26 406.9 GL11 6.88 1.4 22.34 3.2 254.2 36.9 88.4 0.30 409.9 GL12 6.38 1.7 55.92 8.8 2105.6 329.8 612.0 0.42 454.2 GL13 10.8±1.0 1.3±1.3 33.2±6.4 3.1±0.6 606.1±128.2 56.2±10.5 410.7±92.9 0.4±0.1 426.3±.21.2 GL14 7.5±0.5 0.8±1.3 13.3±3.0 1.8±0.5 18.7±9.9 2.5±1.3 15.3±7.1 0.7±0.4 34.6±25.2

表 1 太行山红层常温磁学参数 Table 1 Rock magnetic properties of red beds in Taihang Mountains

所有样品室温下自然晾干，研磨成粉末，取5～7g样品装入2×2×2cm样品盒中进行常温磁学测量，取0.5～0.8mg样品进行高温磁学实验。利用英国产Bartington MS2双频率(470Hz和4700Hz)磁化率仪测得样品高低频磁化率(分别为x_hf和x_lf)，百分比频率磁化率x_fd ％ ＝100 ％ ×(x_lf-x_hf)/x_lf； 使用D2000交变退磁仪和小旋转磁力仪测非磁滞剩磁ARM，其中交变磁场峰值为100mT，直流场H为0.05mT，并计算非磁滞磁化率x_ARM=ARM/H。利用VFTB(variable field transition balance)居里称测量磁化强度随温度(室温至700℃)变化曲线(M-T曲线，磁场强度为358mT)和磁滞回线。从磁滞回线得到磁滞参数，即饱和磁化强度M_s、 饱和剩余磁化强度M_rs、 矫顽力B_c； 利用IM-10-30强磁仪对样品施加强磁场nmT，反向磁场计为-n mT，用小旋转磁力仪测得等温剩磁IRM_nmT，将IRM_1T作为饱和等温剩磁SIRM。HIRM和S-ratio 分别代表硬磁性和软磁性特征，HIRM=(IRM_-300mT＋SIRM)/2，S-ratio=(-IRM_-300mT)/SIRM。获得SIRM后对样品施加反向磁场，IRM_{-n mT}=0对应的磁场n mT为剩磁矫顽力B_cr。利用卡帕桥(Kappa Bridge)MFK1-FA和CS-4加热装置测量体积磁化率随温度变化曲线(κ-T曲线)，样品在空气中从室温加热至700℃并冷却至室温。以上实验在福建师范大学环境磁学实验室完成。

铁磁性矿物加热到一定温度后磁化率和磁化强度显著降低或接近于零，表现出顺磁性特征，此温度为居里温度(或居里点T_C)，磁铁矿的T_C为580℃左右； 反铁磁性矿物转变为顺磁性矿物特征的温度称之为尼尔温度(T_N)，赤铁矿的T_N为675℃左右^[28]。可根据热磁曲线显示的T_C或T_N鉴别磁性矿物类型^[28]。 图 2是太行山红色石英砂岩4个典型样品的热磁曲线(κ-T和M-T)。κ-T曲线表示(体积)磁化率随温度的变化，图 2的4个样品中磁化率都在675℃左右骤降至零(图 2a、2d、 2g和2j)，说明赤铁矿是其中最主要的磁性矿物。同时，不同样品间κ-T曲线表现出一定差异：GL02(图 2a)磁化率在580℃略有下降，显示少量磁铁矿的存在，冷却曲线显示580℃磁铁矿的信号更显著，加热冷却曲线基本可逆，可能说明加热过程中颗粒大小或晶格的变化^[28]； GL10的κ-T曲线(图 2g)与GL02相似，也存在少量的磁铁矿，加热和冷却曲线基本可逆，说明加热前后磁性矿物无明显变化； GL05磁化率在550℃左右形成峰值，之后显示580℃磁铁矿居里点，675℃赤铁矿尼尔温度(图 2d)，冷却曲线在700～580℃间可逆，在580℃急剧增大形成高峰值，说明加热过程中有大量新的磁铁矿生成； GL12(图 2j)κ-T曲线显示在675℃急剧增大，形成窄高峰，称为霍普金森峰(Hopkinson Peak)，这是单畴(SD)磁性颗粒的特征。SD颗粒加热过程中转变成超顺磁颗粒(SP)使磁化率急剧增大，超过此温度矫顽力和磁化强度降低，磁化率随之降低^[29]。M-T曲线表示磁化强度随温度变化，4个样品M-T曲线相似(图 2b、2e、 2h和2k)，都一致显示磁化强度在675℃骤降至零，加热和冷却曲线基本可逆，表明赤铁矿是其中几乎唯一的磁性矿物。

图 2(Fig. 2)

图 2 太行山红色石英砂岩典型样品的热磁曲线(κ-T，M-T)和磁滞回线 热磁曲线中粗线为加热曲线，细线为冷却曲线，磁滞参数Mrs和Ms单位是10-3Am2/kg； 热磁曲线中体积磁化率κ 和磁化强度M分别经过初始值κ0和M0归一化处理，磁滞回线中磁化强度M经过Mmax(M1000mT)归一化处理 Fig. 2 Thermomagnetic curves(κ-T，M-T)and hysteretic loops of red quartz sandstones in Taihang Mountains. Thick and thin curves respectively denote heating and cooling curves. The unit of Mrs and Ms are 10-3Am2/kg. Magnetic susceptibility κ in κ-T curves and magnetization M in M-T curves were normalized by their initial values κ0 and M0 respectively. Magnetization M in hysteretic loops was normalized by Mmax(i .e. M1000mT)

磁滞回线的形态及其磁滞参数反映磁性矿物的“软”与“硬”等基本特征^[28]。 图 2的4个样品B_cr均＞400mT，说明样品受硬磁性矿物(如赤铁矿)的影响大。样品GL02(图 2c)磁滞回线腰粗，B_c=312.5mT，在外场1000mT才闭合，是硬磁性矿物特征，结合热磁曲线(图 2a和2b)可知硬磁性矿物为赤铁矿； 图 2f样品GL05磁滞回线显示“鹅颈型”特征，磁滞回线在外场1000mT闭合，可能是赤铁矿与磁铁矿两种组分的混合特征^[28]，矫顽力较高(B_c=221.5mT)，说明赤铁矿相对含量可能高于磁铁矿； 图 2i样品GL10磁滞回线表现为典型的“蜂腰型”，是不同粒径(SD/SP)或矿物组合的表现^[28]，矫顽力相对较低(B_c=30.2mT)，结合热磁曲线(图 2g和2h)推断主要是磁铁矿和赤铁矿的混合； 图 21样品磁滞回线表现为典型的“粗腰型”，B_c高达423.1mT，与热磁曲线结合(图 2j和2k)可以确认，SD赤铁矿是其中唯一的磁性矿物。

选取紫红色砂质泥岩(GL13)和青灰色泥岩(GL14)两组样品各一个测得热磁曲线和磁滞回线，两样品的热磁曲线和磁滞回线有明显差异(图 3)。GL13的热磁曲线均显示磁化率或磁化强度在675℃骤降至零(图 3a和3b)，说明赤铁矿是其中几乎唯一的磁性矿物。GL13磁滞回线为“粗腰型”(图 3c)，B_c=180.3mT，磁滞回线在700mT以上才闭合，可以确定GL13主要的磁性矿物是硬磁性矿物，同时受一定顺磁性矿物影响。青灰色泥岩GL14的κ-T曲线似乎显示磁化率在480℃和670℃显著下降(图 3d)，但是总体磁化率很低，波动较大，磁化率显示为负值，磁化率随温度的变化可能反映的只是“噪音”，M-T曲线和磁滞回线证实了这一猜想(图 3e和3f)。M-T曲线磁化强度随温度升高逐渐降低，加热和冷却曲线完全可逆，表现出顺磁性矿物的特征，近似线性的磁滞回线同样表现为顺磁性特征。因此，GL14中以顺磁性矿物为主，强磁性矿物和高矫顽力磁性矿物含量较低。

图 3(Fig. 3)

图 3 太行山紫红色泥岩(GL13)与青灰色泥岩(GL14)的热磁曲线(κ-T，M-T)和磁滞回线图形说明及单位同 图 2 Fig. 3 Thermomagnetic curves(κ-T，M-T)and hysteretic loops of GL13 and GL14 of Taihang Mountains. Symbols and units are same with Figure 2

太行山红色石英砂岩样品(GL01～GL12)之间常温磁学参数差别较大。低频磁化率(x_lf)反映样品磁性矿物总体特征，受磁性矿物类型、 含量和颗粒大小影响^{[29, 30]}。各样品x_lf低且波动大，在1.61×10^-8～12.21×10^-8m³/kg之间，平均6.15×10^-8m³/kg。百分比频率磁化率(x_fd ％ )通常反映超顺磁颗粒(SP，0.03μm附近)^[31]，除GL06外，其余频率磁化率均低于5 ％ ，部分样品(GL08和GL10)x_fd ％ 为零，说明红色石英砂岩中SP颗粒含量较低。非磁滞磁化率(x_ARM)对细粒稳定单畴(SSD)或细粒假单畴(PSD)磁颗粒灵敏^[3]，x_ARM/x_lf可以粗略判断SD颗粒相对含量^[32]。各样品x_ARM在1.48×10^-8～66.73×10^-8m³/kg之间，平均16.12×10^-8m³/kg，x_ARM/x_lf在0.2～8.8之间，平均2.5，说明不同样品间SD颗粒含量差别大，样品GL02、 GL03、 GL04、 GL05、 GL11和GL12比其他样品有较高的SD含量。SIRM反映磁性矿物总体含量，红色石英砂岩各样品SIRM差别较大，平均504.0×10^-5Am²/kg，最高值出现在GL12，为2105.6×10^-5Am²/kg，由于赤铁矿是其中几乎唯一的磁性矿物(图 2j、2k和2l)，进而说明赤铁矿相对含量非常高。由于红色石英砂岩中SP颗粒较少(低x_fd ％ )，SP颗粒有较高的x_lf，但对SIRM无影响，对于相同种类的磁性矿物，SIRM/x_lf可以反映比SP颗粒大的磁性矿物含量，SIRM/x_lf越大，细颗粒含量就越高，以此推断可能样品GL02、 GL03、 GL05和GL12细颗粒含量较高； HIRM和S-ratio分别反映硬磁性(如赤铁矿和针铁矿)和软磁性矿物(如磁铁矿和磁赤铁矿)的相对比例^{[2, 3, 10]}，红色石英砂岩HIRM在4.2×10^-5～612×10^-5Am²/kg之间，除GL06和GL09的HIRM较低外，其他均>30×10^-5Am²/kg，反映了其硬磁性特征； 红色石英砂岩的S-ratio都低于0.7，表明软磁性的亚铁磁性矿物对其磁性影响较小。剩磁矫顽力(B_cr)反映磁性矿物的软硬程度^[28]，红色石英砂岩B_cr平均>300mT，最高值为454.2mT(GL12)，同样反映了其硬磁性特征。

IRM获得曲线可以反映磁性矿物软硬程度和磁性矿物矫顽力组分。红色石英砂岩样品GL10、 GL12和紫红色砂质泥岩样品GL13的IRM获得曲线特征相似(图 4a)，随外加磁场的增加，IRM增加缓慢，在1000mT还远不能饱和。这3个样品获得50 ％ 的IRM对应的磁场分别为340mT、 438mT和381mT，是西峰剖面第四纪古土壤XF4S(38mT)(图 4a)的10倍以上^[33]。GL14与太行山红层样品IRM获得曲线差别较大，获得50 ％ 的IRM对应的磁场为63mT，在＜150mT时，IRM增加迅速，说明存在少量软磁性矿物，在>150mT时，IRM随外加磁场缓慢线性增加，反映顺磁性矿物的影响。Day图反映磁颗粒大小的分布^[34]，太行山大部分样品出现在单畴(SD)和多畴(MD)两个区域(图 4b)，且各样品在两区域较分散，说明样品间磁颗粒差别较大。

图 4(Fig. 4)

图 4 IRM获得曲线和Day图 XF4S为西峰第四层古壤样品[33] Fig. 4 IRM acquisition curves and Day plot. XF4S represents the fourth paleosol in Xifeng loess section[33]

紫红色砂质泥岩和青灰色泥岩样品内部磁学性质差别较小，表现为样品间各磁学参数标准偏差较小(表 1)。紫红色砂质泥岩GL13与红色石英砂岩磁学性质相似，但与青灰色泥岩GL14常温磁学参数差别较大，各磁学参数(除S-ratio外)GL13均明显高于GL14(表 1)，表明相对于GL13，GL14的磁性矿物总量非常低，体现在低x_lf、 SIRM和M_s(见 表 1和 图 4)，其包含相对较低的硬磁性矿物则体现在低B_cr和HIRM(见 图 3f、 图 4a和 表 1)。

通过高温磁学和常温磁学测试，太行山红层磁性矿物基本特征可以归纳为以下3点：

(1) 磁性矿物以赤铁矿为主，部分样品中含有少量磁铁矿。热磁曲线和磁滞回线结合可以相对准确地判断磁性矿物类型。 图 2热磁曲线(κ-T和M-T)均显示赤铁矿是样品中最主要的磁性矿物，与对应的粗腰磁滞回线形态和磁滞参数结果一致(图 2)。除赤铁矿外，κ-T曲线和磁滞回线显示部分样品(GL02、 GL05和GL10)中含有少量磁铁矿(图 2)，体现在磁化率在580℃的降低和相应的“鹅颈型”和“蜂腰型”磁滞回线。然而，对应M-T曲线并没有显示磁铁矿，此差异主要与样品加热环境有关。样品在卡帕桥中加热测量κ-T曲线，加热过程虽与空气相通，但狭小的空间及与空气接触的有限性仍会使样品处于弱还原环境^[35]，从而使适应还原环境的磁性矿物(如磁铁矿)显现。VFTB测量M-T曲线是在完全氧化环境中加热获得，太行山红层的M-T曲线常显示单一的赤铁矿信号，可能是加热过程中少量热不稳定的磁铁矿氧化转变为赤铁矿所致，或样品中磁铁矿的含量低于VFTB测量精度。针铁矿和磁赤铁矿是第四纪黄土-古土壤中的常见矿物，磁赤铁矿和磁铁矿是其中重要的软磁性矿物^[36]，在热磁曲线上磁化率或磁化强度在120℃左右的降低一般认为是针铁矿转化为赤铁矿的特征^{[30, 37, 38]}，磁赤铁矿多数情况下受热转化为赤铁矿^[39]，表现为冷却后磁化率和磁化强度降低^[40]。太行山红层样品热磁曲线并没有显示出磁化率或磁化强度在120℃左右的降低，可能说明其中针铁矿相对含量有限。热磁曲线的可逆性和粗腰的磁滞回线说明太行山红层样品中磁赤铁矿相对含量可以忽略。由此可见，太行山红层中硬磁性矿物主要是赤铁矿。赤铁矿的磁性弱，单位质量赤铁矿饱和磁化强度约是磁铁矿的1/200^[28]，导致红层磁学测量中赤铁矿信号常被强磁性的磁铁矿所掩盖。磁铁矿或磁赤铁矿颗粒氧化条件下在其外围表层形成赤铁矿^{[41, 42]}，这种现象在粗颗粒中更为显著^[43]，因此，如果赤铁矿的相对含量较低，大部分红层的携磁矿物是磁铁矿^{[15, 44]}而不是赤铁矿。然而，磁学分析可知赤铁矿是太行山红层中最重要的，甚至是部分样品中唯一的磁性矿物(如GL12)，其赤铁矿含量远高于黄土-古土壤^[25]。

(2) 磁性颗粒大小以细粒SD为主。磁铁矿颗粒SD范围一般在0.03～0.80μm，而赤铁矿颗粒SD范围在0.03～15.00μm^[28]，使得自然界大部分赤铁矿颗粒在SD范围。目前，现有的磁学方法对磁畴的判断主要用于磁铁矿，磁学方法对赤铁矿磁畴的判断还不成熟。Day图用来指示亚铁磁性矿物的颗粒大小，但一定含量的不完全反铁磁性矿物(如赤铁矿)对其也有一定影响^[45]。陈曦等^[46]研究了不同比例混合的赤铁矿与磁铁矿(磁铁矿含量0.3 ％ ，赤铁矿含量0～7.5 ％ )磁学性质，显示随着赤铁矿含量的增加，M_rs/M_s和B_cr/B_c都显著增大。从Day图(图 4b)判断，太行山红层样品GL02、 GL03、 GL05、 GL12和GL13位于SD区域。虽然Day图可能受赤铁矿和磁铁矿含量的影响，导致对磁颗粒大小判断不准确^[45]，但是其他磁学参数也反映了这些样品中以SD颗粒为主。样品GL12的κ-T曲线表现出显著的霍普金森峰(图 2j)，是SD磁颗粒特征，与Day图(图 4b)结果一致。此外，在Day图上位于SD区域的样品GL02、 GL03、 GL05、 GL12和GL13，其x_ARM/x_lf和SIRM/x_lf相对较高，反映出细粒(SD)颗粒含量高于其他样品。SD磁颗粒是记录稳定剩磁的良好载体，为将来太行山红层古地磁研究提供条件。Day图中一些样品位于MD范围，但是可能受到少量磁铁矿影响，并不能以此认为磁颗粒大小为MD，有赖于其他手段的进一步鉴别。

(3) 红色石英砂岩样品间磁性特征差别大，紫红色砂质泥岩样品间磁性特征相似，赤铁矿含量、 磁颗粒大小和非磁性矿物含量是影响因素。红色石英砂岩不同样品间x_lf、 x_fd ％ 、 x_ARM、 HIRM和SIRM等参数差别较大(表 1)，同一参数最大值和最小值差别可达两个数量级。x_lf值较低，部分样品x_lf值可能低于仪器测量精度，与x_fd ％ 和x_ARM均无明显的相关性，使得磁化率的环境指示意义受到限制。根据陈曦等^[46]对不同混合比例的赤铁矿与磁铁矿磁学性质研究，这些参数受赤铁矿含量影响较小，HIRM和SIRM随赤铁矿含量的增大而增大。磁颗粒大小是影响磁性特征的重要因素，SD颗粒比其他颗粒有较高的剩磁矫顽力和剩磁^[28]，属于SD颗粒的GL02、 GL05、 GL12和GL13比其他样品都有明显高的B_cr和SIRM(表 1和 图 4b)。属于SD的GL02、 GL03、 GL05、 GL12和GL13的HIRM均大于100×10^-5Am²/kg，远高于其他颗粒。太行山红层主要是红色石英砂岩，颜色更红、 颗粒更细的层位赤铁矿含量更高，磁性更强，如GL12； 而对于颗粒粗且石英含量较多的样品磁性则较弱，如GL06和GL09。太行山红层常见高角度的交错层理(图 1d)，反映其沉积环境的不稳定，使不同样品间磁性矿物和非磁性矿物都存在显著差异。

郭康等^[23]认为太行山红层的沉积环境为浅海或滨海-海滩相沉积，普遍存在的红色波痕和泥裂是这一认识的重要依据。相似的波痕和泥裂在美国大峡谷^[47]和天津蓟县国家地质公园^[48]的中元古界地层中也颇为常见。现代环境中受波浪影响在河、 湖、 海等浅水环境形成浪成波痕，或者受风影响在沙漠或湖海沙滩上形成风成波痕。太行山波痕波长从几厘米到几十厘米不等，存在对称状和不对称状等多种形态，反映其形成环境的不稳定性。因其分布范围大，一般将其认为是浅海或滨海环境沉积。泥裂又称干裂或龟裂，是泥质或泥砂质沉积物浸水后暴露于空气中，引起干涸、 收缩而形成不规则多边形裂隙，裂隙常被后期沉积物填充。毫无疑问，波痕和泥裂的形成离不开水的作用，“将今论古”，现代环境中波痕和泥裂在水作用下短期之内即可形成，可能无法代表其长期的古地理环境。太行山波痕和泥裂为红色沉积物，其中铁的化合物需在氧化环境中经历漫长的红化过程，最终形成稳定于氧化环境的赤铁矿，其时间可达千年、 万年尺度或更长^[42]，远远超过波痕和泥裂受水影响的时间。

水体环境中虽然有一定的溶解氧，但整体处于还原环境，现代水下沉积物也呈现灰黑、 黄、 绿、 青灰等特征^[25]，现代环境中水下红色沉积物并不多见。红层的红颜色主要来自Fe^3＋的贡献，多以赤铁矿的形式存在^{[41, 49]}。根据氧化还原原理，红层形成于透水性较好、 有机质相对缺乏的氧化环境，而青灰色和黑色一般形成于透水性差、 有机质含量高的还原环境。不同磁性矿物形成并稳定于不同的氧化还原环境，磁铁矿(Fe₃O₄)为铁的氧化物，同时包含Fe^2＋和Fe^3＋，在干旱和湿润的氧化或还原环境中都可能存在^[25]。针铁矿(αFeOOH)为铁的氢氧化物，通常由水溶液中沉淀而成，形成并稳定于湿润的氧化环境，干旱环境中脱水形成赤铁矿^[36]。赤铁矿(αFe₂O₃)为铁的氧化物，其形成通常涉及脱水反应^[1]，主要形成于干旱的氧化环境^[25]。太行山红层以赤铁矿为主要携磁矿物，磁铁矿含量较少，可能没有针铁矿，说明太行山红层形成环境更为氧化或氧化时间较长，不利于针铁矿和磁铁矿的稳定^[25]。以此推断，太行山红层古环境可能以陆地氧化环境为主。

紫红色泥岩和青灰色泥岩沉积特点和磁学性质对研究其沉积环境有一定启发。沉积物中矿物只有在其形成环境中易于稳定，当周围环境变化或被带至其他环境中，矿物也将变化^[42]。青灰色层在剖面中的分布特征，特别是青灰色在紫红色层的穿层现象，可知红色是原生色，青灰色为次生色，青灰色是紫红色层形成之后在后期还原环境中形成。紫红色中间的青灰色条带可能是水沿裂隙浸入形成还原环境，而紫红色泥岩上部约40cm青灰色层可能是红层在长时间淹水的还原环境中形成。沉积在高纬度地区(如西伯利亚和阿拉斯加)的第四纪黄土，发育的古土壤表现为青灰色或灰白色，原因可能是古土壤中铁的氧化物受过高湿度的影响溶解或转化为铁的硫化物或非磁性矿物^{[7, 8]}，使古土壤层磁化率低于黄土层。在白垩系丹霞红层中常见圆形或不规则的青灰色或灰白色斑块，有研究认为^[50]是受局部潜育化影响，红层中的赤铁矿溶解为亚铁离子，部分铁离子流失，使其由红色转变为白色。相对于潜育化形成的白色或灰白色，青灰色中铁离子尚未流失，其铁的化合物表现为非磁性或顺磁性特征^[25]。紫红色砂质泥岩GL13和青灰色层GL14磁学性质进一步证实了磁性矿物受氧化和还原环境的影响，紫红色样品GL13包含唯一的磁性矿物——SD赤铁矿，而青灰色样品GL14磁性非常弱(表 1)，表现为顺磁性特征(图 3)，是铁的氧化物在还原环境中被还原成弱磁性或非磁性矿物的表现^[7]。可见，红层在长时间潜育化的还原环境中因赤铁矿的溶解而转变为青灰色，反过来说明红层并非形成于长期水下还原环境。

由于目前缺乏系统的年代数据以及样品数量有限，尚不能对太行山红层古环境变化有较为系统的认识。根据太行山红层磁学的初步分析可知，虽然可能受海水多次短期影响，但其形成时的古地理环境可能总体以陆地的氧化环境为主，对此古环境的总体认识为进一步研究太行山红层的古环境打下基础。下一步将对其详细采样，结合磁学、 地化和同位素等实验方法以求对其古环境有较为全面的认识。

太行山红层(红色石英砂岩或紫红色砂质泥岩)沉积于中元古代，由于红层中广泛分布的泥裂、 波痕和交错层理，一般将其认为是滨海-浅海沉积。然而，野外观察可知红层的红色是原生色，代表沉积时透水较好的氧化环境，将今论古，红色泥裂、 波痕和交错层理并不出现在水下还原环境。磁性矿物形成和转化与氧化还原环境密切相关，本文通过对太行山红层样品系统的磁学测试，为其古沉积环境认识提供进一步的支持。得出以下初步结论：

(1) 太行山红色石英砂岩样品以硬磁性的赤铁矿为主要携磁矿物，部分样品中赤铁矿是唯一磁性矿物，如GL12，部分样品包含少量磁铁矿，赤铁矿含量远高于风成沉积的中国黄土-古土壤； 磁性颗粒大小主要为单畴； 受赤铁矿含量和磁颗粒大小的影响，不同样品间磁性差异显著。赤铁矿形成并稳定于相对干燥的氧化环境，赤铁矿的富集说明太行山红层沉积时受陆地氧化环境主导，红层中的泥裂、 波痕可能只是短期水作用的结果，并不能代表整体沉积环境。

(2) 细粒赤铁矿几乎是太行山紫红色砂质泥岩中唯一的携磁矿物，代表长期相对稳定的氧化环境。青灰色泥岩样品主要表现为顺磁性特征，代表相对还原的沉积环境。紫红色砂质泥岩与青灰色层的分布关系及磁学性质说明，青灰色层可能是由紫红色砂质泥岩在浸水还原环境中转化而来，而其间的青灰色条带和斑块是后期次生作用下形成，从而说明紫红色层形成时并非长期处于水下还原环境，否则不会表现为紫红色的氧化特征。

(3) 虽然目前无法对太行山红层古环境和沉积环境作系统分析，但是根据太行山红层磁学性质，特别是高含量的赤铁矿，推测太行山红层古环境可能以高度氧化的陆地环境为主，受海水影响时间相对较短。

致谢: 感谢河南万仙山景区对野外采样给予的支持，感谢审稿专家对初稿提出的宝贵修改意见。