I minerali che costituiscono la crosta terrestre sono formati dalla combinazione degli stessi elementi chimici che si ritrovano in tutto l’Universo. Alcuni minerali, come l’oro e l’argento, sono formati da un solo tipo di elemento, ma la maggior parte sono il risultato della combinazione di più elementi, legati tra loro in un composto chimico.

Non tutti gli elementi chimici noti in natura hanno però la stessa importanza nella composizione dei minerali della crosta terrestre. La tabella ►1 riassume l’ordine di abbondanza, in percentuale, dei principali elementi chimici nella crosta di tipo continentale, cioè della parte di crosta terrestre che corrisponde alle terre emerse e alla loro prosecuzione sotto il mare fino a comprendere gran parte della scarpata continentale. I dati sono stati ottenuti dall’analisi di numerosi campioni raccolti in tutte le aree continentali, sia in superficie sia fino a una certa profondità. La tabella mostra che oltre il 98% in peso della crosta è formato da soli 8 elementi, con netta prevalenza dell’ossigeno e del silicio che, da soli, costituiscono il 75% della crosta terrestre continentale.

Il resto della crosta terrestre, la parte più ampia, che si estende sotto gli oceani e che è detta per questo oceanica, è composta dagli stessi elementi, ma in proporzioni diverse, e ciò ha portato a composti chimici differenti e, quindi, a minerali diversi. Crosta continentale e crosta oceanica sono, quindi, profondamente diverse, a partire dalla natura delle rocce che le costituiscono. 

Quasi tutti i minerali hanno una struttura cristallina, cioè un’«impalcatura» di atomi regolare e ordinata. Da questa struttura invisibile si origina la forma esterna del minerale, che è invece ben visibile e altrettanto regolare e che viene chiamata abito cristallino o cristallo. Un cristallo, quindi, è un solido geometrico con facce, spigoli e vertici che si originano per la crescita progressiva, atomo dopo atomo per miliardi di volte, di una struttura tridimensionale elementare di dimensioni infinitesime. Ogni volta che un minerale può accrescersi senza ostacoli si sviluppa in cristalli singoli, perfettamente formati. Se invece la crescita è ostacolata per lo sviluppo contemporaneo di altri cristalli, ne risulta una massa di individui fittamente aggregati, nei quali non è possibile riconoscere l’abito cristallino senza opportuni strumenti.

La struttura interna di un cristallo di un qualunque minerale è quindi caratterizzata da una disposizione degli atomi nello spazio che si ripete a intervalli regolari lungo più direzioni. La struttura tridimensionale che così si realizza viene genericamente chiamata reticolo cristallino e si presenta come allineamenti regolari di atomi.

Lungo queste file regolari gli atomi, della stessa natura o di natura diversa, si susseguono a distanze fisse e sono separati da spazi vuoti (figura ►4). L’esempio riportato in figura si riferisce alla struttura cristallina del minerale salgemma, che corrisponde al composto chimico cloruro di sodio. In questo caso le file regolari di atomi sono orientate nello spazio secondo tre direzioni tra loro ortogonali, tanto da disegnare delle minuscole celle di forma cubica (con un atomo in ogni vertice).

L’esistenza di atomi diversi per dimensioni e struttura elettronica dà origine a reticoli cristallini diversi. Anche le forme degli abiti cristallini, di conseguenza, sono molteplici e spesso complesse, ma tutte rispondono a leggi di simmetria che governano l’organizzazione reticolare estesa in modo indefinito nello spazio. Senza entrare in dettaglio nel complesso ma affascinante campo della Cristallografia, ricordiamo che le distribuzioni possibili di atomi nello spazio per formare un minerale non sono infinite: diversi abiti cristallini risultano così distribuiti in 32 differenti «classi», ognuna delle quali è caratterizzata da una o più forme cristalline semplici (cubi, prismi, piramidi).

In una medesima classe, forme semplici possono risultare combinate in numerose forme cristalline composte. 

La composizione chimica e l’abito cristallino sono le caratteristiche fondamentali di un minerale; ad esse si associano però altre proprietà fisiche, che aiutano nel suo riconoscimento.

• La durezza è la proprietà di resistere all’abrasione o alla scalfittura e dipende dalla forza dei legami reticolari. Questa viene misurata in base alla scala di Mohs, una successione determinata di 10 minerali, ciascuno dei quali può scalfire le facce del minerale che lo precede nella scala e viene invece scalfito dal minerale che lo segue (tabella ►2).
• La sfaldatura è la tendenza di un minerale a rompersi per urto secondo superfici piane, parallele a una o più facce dell’abito cristallino. Essa dipende dalla diversa forza dei legami tra gli atomi nelle diverse direzioni entro il cristallo. Un cristallo di salgemma, per esempio, si sfalda lungo le superfici che formano tra loro angoli diedri di 90 gradi, per cui i frammenti che ne risultano sono tutti di forma cubica (figura ►5).
• La lucentezza (figura ►6) misura il grado in cui la luce viene riflessa dalle facce di un cristallo e si distingue in:
  • metallica, tipica di sostanze che assorbono totalmente la luce e che risultano opache;
  • non metallica, tipica dei corpi più o meno trasparenti.
• Il colore è una proprietà molto evidente, ma meno diagnostica di altre.

I minerali idiocromatici sono minerali che presentano sempre lo stesso colore (ad esempio: il lapislazzulo è sempre turchino; la malachite verde; il cinabro rosso ecc.)

I minerali allocromatici sono minerali che presentano colori diversi a seconda delle impurità chimiche rimaste incluse nel reticolo durante la sua formazione o per certi «difetti» in alcuni punti del reticolo (ad esempio: il quarzo e molte pietre preziose; si riveda la figura 6B).

• Un’altra caratteristica importante dei minerali è la densità (massa per unità di volume; nel Sistema Internazionale si misura in kg/m³). Essa dipende dall’addensamento di atomi nel reticolo, per cui il suo valore è significativo anche per l’identificazione dei minerali. Ma la densità dipende anche dalla pressione: variazioni di densità provocate da variazioni di pressione influiscono per esempio sul modo in cui nei minerali e nelle rocce si propagano le onde elastiche, come sono quelle associate ai terremoti; vedremo più avanti come, nello studio della struttura interna della Terra, si faccia riferimento anche a questa particolare proprietà.

Per potersi orientare tra le circa 4000 tra specie e numerosissime varietà di minerali oggi note è necessario ricorrere a una classificazione che tenga conto delle caratteristiche fondamentali dei minerali:

• struttura del reticolo cristallino (che dà origine all’abito cristallino);
• composizione chimica.

Le unità base di questa classificazione sono le specie minerali, ognuna delle quali comprende tutti gli individui minerali che hanno lo stesso tipo di reticolo strutturale e composizione chimica uguale (o variabile entro limiti ben precisi).

Uno schema molto semplificato di questa classificazione è riportato nella tabella ►3, nella quale i minerali sono distribuiti in 8 classi (alle quali si aggiunge una nona classe per le sostanze organiche). A parte la prima classe, che comprende gli elementi nativi (che formano cristalli con un solo tipo di elemento), tutte le altre raccolgono ossidi e sali «costruiti» intorno a una serie di anioni.

Non tutte le specie di minerali oggi note hanno la stessa importanza nella composizione della crosta terrestre; le specie veramente abbondanti sono una ventina ed è dalla loro combinazione che prendono origine le rocce.

Il gruppo più diffuso e numeroso di minerali è quello dei silicati. Essi sono costituiti essenzialmente da ossigeno e silicio, i due elementi chimici più abbondanti nella crosta, che si combinano tra loro per formare diverse strutture di base, alle quali si aggiungono vari altri elementi. I minerali che ne risultano costituiscono da soli l’80% dei materiali della crosta terrestre. I silicati rappresentano per il mondo inorganico l’analogo dei composti del carbonio per il mondo organico per la varietà di strutture che vi si incontrano.

La chiave di tale varietà è nel modo in cui il silicio attrae a sé (coordina) l’ossigeno: ogni ione silicio coordina 4 ioni ossigeno e il gruppo silicatico [SiO₄]^4- che ne risulta ha la forma tridimensionale di un tetraedro (figura ►7).

Ma i tetraedri possono anche legarsi direttamente tra di loro, originando catene di tetraedri oppure lamine e reticoli tridimensionali, secondo un processo detto polimerizzazione (ben noto nel campo dei composti organici del carbonio).

I cationi che più frequentemente si legano alle strutture silicatiche sono il sodio, il potassio, il calcio, il magnesio, il ferro (ferroso e ferrico). Diverso, invece, è il comportamento dell’alluminio, che può sostituire parte del silicio nei tetraedri, originando così gli alluminosilicati, molto importanti perché comprendono, tra gli altri, i feldspati, il gruppo più numeroso dei minerali della crosta terrestre.

In base al diverso modo di legarsi tra loro dei tetraedri, i silicati si suddividono in quattro gruppi, la cui struttura è schematizzata nella figura ►8, nella quale sono riportati anche i nomi dei minerali più rappresentativi e più diffusi in ogni gruppo.

I minerali non silicatici sono invece molto meno abbondanti, ma tutt’altro che trascurabili, se non altro perché comprendono molti minerali di rilevante importanza economica.

Nella costituzione di rocce, i soli di una certa importanza sono i minerali carbonatici, formati dall’anione (CO₃)^2- legato a uno o più cationi. I minerali più comuni sono la calcite, CaCO₃, e la dolomite, CaMg(CO₃)₂, che sono i componenti essenziali delle rocce sedimentarie carbonatiche (calcàri e dolòmie). Abbastanza frequenti sono anche minerali come il salgemma, NaCl, e il gesso, CaSO₄ · 2H₂O (solfato di calcio idrato) che si formano per precipitazione chimica a seguito dell’evaporazione di acqua salata, come quella del mare.

I minerali sono il risultato di una serie di reazioni chimico-fisiche che si possono riassumere nel processo di cristallizzazione, cioè nel passaggio da un insieme di atomi disordinati a porzioni di materia rigorosamente ordinata.

Ogni specie minerale dipende, perciò, dalle caratteristiche dell’ambiente naturale in cui si forma: temperatura, pressione e concentrazione dei diversi elementi chimici presenti. La presenza di un minerale, quindi, fornisce informazioni sull’ambiente di formazione della porzione di crosta terrestre che lo contiene. Vediamo quali sono i principali processi di formazione di un minerale.

• Cristallizzazione per raffreddamento di un materiale fuso (per esempio la lava eruttata da un vulcano). Gli atomi o i gruppi di atomi si aggregano per formare i reticoli cristallini tipici dei composti chimici che possono formarsi a seconda della natura del fuso.
• Precipitazione  da soluzioni acquose calde in via di raffreddamento. Al diminuire della temperatura, si formano via via cristalli di specie mineralogiche diverse, a seconda della composizione chimica della soluzione.
• Sublimazione di vapori caldi. Le esalazioni vulcaniche, per esempio, possono determinare la formazione di cristalli su superfici relativamente fredde vicine alla zona di fuoriuscita dei vapori (figura ►9).
• Evaporazione di soluzioni acquose, soprattutto acque marine.
• Attività biologica, che porta alla costruzione di gusci o apparati scheletrici.
• Trasformazioni allo stato solido di minerali già esistenti prodotte da variazioni di temperatura o di pressione (o di entrambe). Tali variazioni generano profondi cambiamenti e danno origine a specie mineralogiche diverse da quelle di partenza: sono diffuse soprattutto in profondità, entro la crosta.