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.