矿物是化学元素通过地质作用等过程发生运移、聚集而形成。具体的作用过程不同，所形成的矿物组合也不相同。矿物在形成后，还会因环境的变迁而遭受破坏或形成新的矿物。

形成矿物地质作用

岩浆作用发生于温度和压力均较高的条件下。主要从岩浆熔融体中结晶析出橄榄石、辉石、闪石、云母、长石、石英等主要造岩矿物，它们组成了各类岩浆岩。同时还有铬铁矿、铂族元素矿物、金刚石、钒钛磁铁矿、铜镍硫化物以及含磷、锆、铌、钽的矿物形成。伟晶作用中矿物在700~400℃、外压大于内压的封闭系统中生成。所形成的矿物颗粒粗大。除长石、云母、石英外，还有富含挥发组分氟、硼的矿物如黄玉、电气石， 含锂、铍、铷、铯、铌、钽、稀土等稀有元素的矿物如锂辉石、绿柱石和含放射性元素的矿物形成。热液作用中矿物从气液或热水溶液中形成。高温热液 (400~300℃)以钨、锡、的氧化物和钼、铋的硫化物为代表;中温热液(300~200℃)以铜、铅、锌的硫化物矿物为代表;低温热液 (200~50℃)以砷、锑、汞的硫化物矿物为代表。此外，热液作用还有石英、方解石、重晶石等非金属矿物形成。

风化作用中早先形成的矿物可在阳光、大气和水的作用下化学风化成一些在地表条件下稳定的其他矿物，如高岭石、硬锰矿、孔雀石、蓝铜矿等。金属硫化物矿床经风化产生的 CuSO4和FeSO4溶液，渗至地下水面以下，再与原生金属硫化物反应，可产生含铜量很高的辉铜矿、铜蓝等，从而形成铜的次生富集带。化学沉积中，由真溶液中析出的矿物如石膏、石盐、钾盐，硼砂等;由胶体溶液凝聚生成的矿物如鲕状赤铁矿、肾状硬锰矿等。生物沉积可形成如硅藻土(蛋白石)等。

区域变质作用形成的矿物趋向于结构紧密、比重大和不含水。在接触变质作用中，当围岩为碳酸盐岩石时，可形成夕卡岩，它由钙、镁、铁的硅酸盐矿物如透辉石、透闪石、石榴子石、符山石、硅灰石、硅镁石等组成。后期常伴随着热液矿化形成铜、铁、钨和多金属矿物的聚集。围岩为泥质岩石时可形成红柱石、堇青石等矿物。

矿物的组合、共生、伴生、标型特征

矿物在空间上的共存称为组合。组合中的矿物属于同一成因和同一成矿期形成的，则称它们是共生，否则称为伴生。研究矿物的共生、伴生、组合与生成顺序，有助于探索矿物的成因和生成历史。就同一种矿物而言，在不同的条件下形成时，其成分、结构、形态或物性上可能显示不同的特征，称为标型特征，它是反映矿物生成和演化历史的重要标志。

矿物的分类方法很多。早期曾采用纯以化学成分为依据的化学成分分类。以后有人提出以元素的地球化学特征为依据的地球化学分类，以矿物的工业用途为依据的工业矿物分类等。一般广泛采用以矿物本身的成分和结构为依据的晶体化学分类。

矿物分为下列大类:自然元素矿物、硫化物及其类似化合物矿物、卤化物矿物、氧化物及氢氧化物矿物、含氧盐矿物(包括硅酸盐、硼酸盐、碳酸盐、磷酸盐、砷酸盐、钒酸盐、硫酸盐、钨酸盐、钼酸盐、硝酸盐、铬酸盐矿物等)。

矿物千姿百态，就其单体而言，它们的大小悬殊，有的肉眼或用一般的放大镜可见(显晶)，有的需藉助显微镜或电子显微镜辨认(隐晶);有的晶形完好，呈规则的几何多面体形态，有的呈不规则的颗粒存在于岩石或土壤之中。矿物单体形态大体上可分为三向等长(如粒状)、二向延展(如板状、片状)和一向伸长(如柱状 、针状、纤维状) 3种类型。而晶形则服从一系列几何结晶学规律。

矿物单体间有时可以产生规则的连生，同种矿物晶体可以彼此平行连生，也可以按一定对称规律形成双晶，非同种晶体间的规则连生称浮生或交生。

矿物集合体可以是显晶或隐晶的。隐晶或胶态的集合体常具有各种特殊的形态，如结核状(如磷灰石结核)、豆状或鲕状(如鲕状赤铁矿)、树枝状(如树枝状自然铜)、晶腺状(如玛瑙)、土状(如高岭石)等。

矿物的物理性质

长期以来，人们根据物理性质来识别矿物。如颜色、光泽、硬度、解理、比重和磁性等都是矿物肉眼鉴定的重要标志。

作为晶质固体，矿物的物理性质取决于它的化学成分和晶体结构，并体现着一般晶体所具有的特性--均一性、对称性和各向异性。

矿物的颜色多种多样。呈色的原因，一类是白色光通过矿物时，内部发生电子跃迁过程而引起对不同色光的选择性吸收所致;另一类则是物理光学过程所致。导致矿物内电子跃迁的内因，最主要的是:色素离子的存在，如Fe3+使赤铁矿呈红色，V3+使钒榴石呈绿色等;是晶格缺陷形成"色心"，如萤石的紫色等。矿物学中一般将颜色分为3类:自色是矿物固有的颜色;他色是指由混入物引起的颜色;假色则是由于某种物理光学过程所致，如斑铜矿新鲜面为古铜红色 ，氧化后因表面的氧化薄膜引起光的干涉而呈现蓝紫色的锖色，矿物内部含有定向的细微包体，当转动矿物时可出现颜色变幻的变彩，透明矿物的解理或裂隙有时可引起光的干涉而出现彩虹般的晕色等。

指矿物在白色无釉的瓷板上划擦时所留下的粉末痕迹。条痕色可消除假色，减弱他色，通常用于矿物鉴定。

指矿物表面反射可见光的能力。根据平滑表面反光的由强而弱分为金属光泽(状若镀克罗米金属表面的反光，如方铅矿)、半金属光泽(状若一般金属表面的反光，如磁铁矿)、 金刚光泽(状若钻石的反光，如金刚石)和玻璃光泽(状若玻璃板的反光，如石英)四级。金属和半金属光泽的矿物条痕一般为深色，金刚或玻璃光泽的矿物条痕为浅色或白色。此外，若矿物的反光面不平滑或呈集合体时，还可出现油脂光泽、树脂光泽、蜡状光泽、土状光泽及丝绢光泽和珍珠光泽等特殊光泽类型。

指矿物透过可见光的程度。影响矿物透明度的外在因素(如厚度、含有包裹体、表面不平滑等)很多，通常是在厚为0.03毫米薄片的条件下，根据矿物透明的程度，将矿物分为:透明矿物(如石英)、半透明矿物(如辰砂)和不透明矿物(如磁铁矿)。许多在手标本上看来并不透明的矿物，实际上都属于透明矿物如普通辉石等。一般具玻璃光泽的矿物均为透明矿物，显金属或半金属光泽的为不透明矿物，具金刚光泽的则为透明或半透明矿物。

是指矿物抵抗外力作用(如刻划、压入、研磨)的机械强度。矿物学中最常用的是摩斯硬度，它是通过与具有标准硬度的矿物相互刻划比较而得出的。10种标准硬度的矿物组成了摩斯硬度计，它们从1度到 10度分别为滑石、石膏、方解石、萤石、磷灰石、正长石、石英、黄玉、刚玉、 金刚石。十个等级只表示相对硬度的大小，为了简便还可以用指甲(2.5)、小钢刀(5~5.5)、窗玻璃(5.5)作为辅助标准，粗略地定出矿物的摩斯硬度。另一种硬度为维氏硬度，它是压入硬度，用显微硬度仪测出，以千克/平方毫米表示。摩斯硬度 H m与维氏硬度H v的大致关系是(kg/mm2)，矿物的硬度与晶体结构中化学键型、原子间距、电价和原子配位等密切相关。

指矿物与同体积水在 4℃时重量之比。矿物的比重取决于组成元素的原子量和晶体结构的紧密程度。虽然不同矿物的比重差异很大，琥珀的比重小于 1，而自然铱的比重可高达22.7，但大多数矿物具有中等比重(2.5~4)。矿物的比重可以实测，也可以根据化学成分和晶胞体积计算出理论值。

根据矿物内部所含原子或离子的原子本征磁矩的大小及其相互取向关系的不同，它们在被外磁场所磁化时表现的性质也不相同，从而可分为抗磁性(如石盐)、 顺磁性(如黑云母)、反铁磁性(如赤铁矿)、铁磁性(如自然铁)和亚铁磁性(如磁铁矿)。由于原子磁矩是由不成对电子引起的，因而凡只含具饱和的电子壳层的原子和离子的矿物都是抗磁的，而所有具有铁磁性或亚铁磁性、反铁磁性、顺磁性的矿物都是含过渡元素的矿物。但若所含过渡元素离子中不存在不成对电子时 (如毒砂)，则矿物仍是抗磁的。具铁磁性和亚铁磁性的矿物可被永久磁铁所吸引;具亚铁磁性和顺磁性的矿物则只能被电磁铁所吸引。矿物的磁性常被用于探矿和选矿。

某些矿物受外来能量激发能发出可见光。加热、摩擦以及阴极射线、紫外线、X 射线的照射都是激发矿物发光的因素。激发停止，发光即停止的称为萤光;激发停止发光仍可持续一段时间的称为磷光。矿物发光性可用于矿物鉴定、找矿和选矿。

弹性、挠性、脆性与延展性

某些矿物(如云母)受外力作用弯曲变形，外力消除，可恢复原状，显示弹性;而另一些矿物(如绿泥石)受外力作用弯曲变形，外力消除后不再恢复原状，显示挠性。大多数矿物为离子化合物，它们受外力作用容易破碎，显示脆性。少数具金属键的矿物(如自然金)，具延性(拉之成丝)、展性(捶之成片)。

断口、解理与裂理

矿物在外力作用如敲打下，沿任意方向产生的各种断面称为断口。断口依其形状主要有贝壳状、锯齿状、参差状、平坦状等。在外力作用下矿物晶体沿着一定的结晶学平面破裂的固有特性称为解理。解理面平行于晶体结构中键力最强的方向，一般也是原子排列最密的面网发生，并服从晶体的对称性。解理面可用单形符号(见晶体)表示，如方铅矿具立方体{100}解理、普通角闪石具{110}柱面解理等。根据解理产生的难易和解理面完整的程度将解理分为极完全解理(如云母)、 完全解理(如方解石)、中等解理(如普通辉石)、不完全解理(如磷灰石)和极不完全解理(如石英)。裂理也称裂开，是矿物晶体在外力作用下沿一定的结晶学平面破裂的非固有性质。它外观极似解理，但两者产生的原因不同。裂理往往是因为含杂质夹层或双晶的影响等并非某种矿物所必有的因素所致。

化学组成和晶体结构是每种矿物的基本特征，是决定矿物形态和物理性质以及成因的根本因素，也是矿物分类的依据，矿物的利用也与它们密不可分。

矿物与地壳的化学组成

化学元素是组成矿物的物质基础。人们对地壳中产出的矿物研究较为充分。地壳中各种元素的平均含量(克拉克值) 不同。氧、硅、铝、铁、钙、钠、钾、镁八种元素就占了地壳总重量的97%，其中氧约占地壳总重量的一半(49%)，硅占地壳总重的1/4以上(26%)。故地壳中上述元素的氧化物和氧盐(特别是硅酸盐)矿物分布最广，它们构成了地壳中各种岩石的主要组成矿物。其馀元素相对而言虽微不足道，但由于它们的地球化学性质不同，有些趋向聚集，有的趋向分散。某些元素如锑、铋、金、银、汞等克拉克值甚低，均在千万分之二以下，但仍聚集形成独立的矿物种，有时并可富集成矿床;而某些元素如铷、镓等的克拉克值虽远高于上述元素，但趋于分散，不易形成独立矿物种，一般仅以混入物形式分散于某些矿物成分之中。

矿物晶体结构中原子的堆积(排列)与配位数

在非共价键的矿物(如自然金属、卤化物及氧化物矿物等)晶体结构中，原子常呈最紧密堆积(见晶体)，配位数即原子或离子周围最邻近的原子或异号离子数，取决于阴阳离子半径的比值。当共价键为主时(如硫化物矿物)，配位数和配位型式取决于原子外层电子的构型，即共价键的方向性和饱和性。对于同一种元素而言， 其原子或离子的配位数还受到矿物形成时的物理化学条件的影响。温度增高，配位数减小，压力增大，配位数增大。矿物晶体结构可以看成是配位多面体(把围绕中心原子并与之成配位关系的原子用直线联结起来获得的几何多面体)共角顶、共棱或共面联结而成。

矿物成分和晶体结构的变化

一定的化学成分和一定的晶体结构构成一个矿物种。但化学成分可在一定范围内变化。矿物成分变化的原因，除那些不参加晶格的机械混入物、胶体吸附物质的存在外，最主要的是晶格中质点的替代，即类质同象替代，它是矿物中普遍存在的现象。可相互取代、在晶体结构中占据等同位置的两种质点，彼此可以呈有序或无序的分布(见有序-无序)。

矿物的晶体结构不仅取决于化学成分，还受到外界条件的影响。同种成分的物质，在不同的物理化学条件(温度、压力、介质)下可以形成结构各异的不同矿物种。这一现象称为同质多象。如金刚石和石墨的成分同样是碳单质，但晶体结构不同，性质上也有很大差异。它们被称为碳的不同的同质多象变体。如果化学成分相同或基本相同，结构单元层也相同或基本相同，只层的叠置层序有所差异时，则称它们为不同的多型。如石墨2H 多型(两层一个重复周期，六方晶系)和3R 多型(三层一个重复周期，三方晶系)。不同多型仍看作同一个矿物种。

矿物的晶体化学式

矿物的化学成分一般采用晶体化学式表达。它既表明矿物中各种化学组分的种类、数量，又反映了原子结合的情况。如铁白云石 Ca(Mg，Fe，Mn)[CO3]2，圆括号内按含量多少依次列出相互成类质同象替代的元素，彼此以逗号分开;方括号内为络阴离子团。当有水分子存在时 ，常把它写在化学式的最后，并以圆点与其他组分隔开，如石膏Ca[SO4].2 H2O。

中国习惯上把具金属或半金属光泽的、或可以从中提炼某种金属的矿物，称为某某"矿"，如方铅矿、黄铜矿;把具玻璃或金刚光泽的矿物称为某某"石"，如方解石、孔雀石;把硫酸盐矿物常称为某"矾"，如胆矾、铅矾;把玉石类矿物常称为某"玉"，如硬玉、软玉;把地表松散矿物常称为某"华"，如砷华、钨华。至于具体命名则又有各种不同的依据。有的依据矿物本身的特征，如成分、形态、物性等命名;有的以发现、产出该矿物的地点或某人的名字命名。例如锂铍石liberite(成分)、金红石rutile(颜色)、重晶石barite(比重大)、十字石 staurolite(双晶形态)、香花石hsianghualite(发现于湖南临武香花岭)、彭志忠石 pengzhizhongite(纪念中国结晶学家和矿物学家彭志忠)等。矿物的中文名称除少数由中国学者发现和命名(如锂铍石、香花石、彭志忠石等)及沿用中国古代名称(如石英、云母、方解石、雄黄等)者外，主要均来源于外文名称。其中有的意译，如上述的金红石、重晶石、十字石等;少数为音译，如埃洛石(halloysite)等;大多数则系根据矿物成分，间或考虑物性、形态等特征另行定名，如硅灰石(原文wollastonite为纪念英国化学家W.H.Wollaston而来)、黝铜矿(原文 tetrahedrite，意译应为四面体矿)等;还有音译首音节加其他考虑的译名，如拉长石(原文labradorite来源于加拿大地名Labrador)等。

新矿物

世界上已知矿物约3000种。随着研究手段的改进，新矿物种的发现逐年增多。若以20年为一个计算单位，则新矿物的发现，1880~1899年为87种 ，1900~1919年为185种，1920~1939年为256种，1940~1959年为347种。80年代平均每年发现新矿物约 40~50种。中国从1958年发现香花石开始，至1989年已发现新矿物约70种。