La connaissance de la croûte terrestre s'est développée progressivement grâce à la géologie de terrain, à la pétrographie, à la géophysique, à la géochimie, aux forages profonds et, plus récemment, aux méthodes géodésiques et sismologiques de haute résolution. Les forages les plus profonds, comme le forage superprofond de Kola en Russie, n'ont atteint qu'environ 12 kilomètres de profondeur, ce qui représente une fraction très limitée de la croûte continentale. La majeure partie des connaissances provient donc de méthodes indirectes, notamment de l'analyse des ondes sismiques, dont les variations de vitesse permettent d'identifier les principales discontinuités internes. La limite inférieure de la croûte est définie par la discontinuité de Mohorovičić, ou Moho, découverte en 1909 par le géophysicien Andrija Mohorovičić. Cette discontinuité correspond à une augmentation brutale de la vitesse des ondes sismiques, traduisant le passage des roches crustales aux péridotites du manteau supérieur. L'étude moderne de la croûte terrestre mobilise de nombreuses disciplines complémentaires. La géophysique permet d'en déterminer la structure profonde grâce à la sismologie, à la gravimétrie et à la magnétotellurique. La géochimie isotopique reconstitue l'âge et l'origine des roches grâce à des méthodes de datation telles que les systèmes uranium-plomb, rubidium-strontium, samarium-néodyme ou potassium-argon. Les satellites d'observation, les systèmes de positionnement par satellites, l'interférométrie radar et les réseaux géodésiques mesurent avec une précision millimétrique les déformations de la croûte associées aux séismes, aux mouvements tectoniques, au volcanisme ou aux phénomènes gravitaires.

Deux grands types de croûte sont distingués : la croûte océanique et la croûte continentale. Elles diffèrent par leur épaisseur, leur composition chimique, leur densité, leur âge, leur mode de formation et leur comportement géodynamique. Cette distinction constitue l'un des fondements de la tectonique des plaques et de la géologie moderne.

• La croûte océanique recouvre environ 60 % de la surface terrestre. Son épaisseur moyenne est comprise entre 6 et 7 kilomètres. Elle est essentiellement constituée de roches mafiques riches en magnésium et en fer, principalement des basaltes en surface et des gabbros en profondeur. Sous ces niveaux se trouvent des cumulats ultramafiques qui marquent la transition avec le manteau supérieur. Cette organisation est particulièrement bien observée dans les ophiolites, portions d'ancienne lithosphère océanique aujourd'hui exposées sur les continents. La croûte océanique est produite en permanence au niveau des dorsales médio-océaniques par fusion partielle du manteau asthénosphérique. Les magmas basaltiques remontent, cristallisent et construisent progressivement une nouvelle lithosphère océanique qui s'éloigne ensuite de la dorsale sous l'effet de l'expansion des fonds océaniques. L'âge de la croûte océanique demeure relativement faible. La quasi-totalité des fonds océaniques actuels est âgée de moins de 200 millions d'années. Cette jeunesse s'explique par le recyclage permanent de cette croûte au niveau des zones de subduction, où elle plonge dans le manteau après avoir atteint une densité suffisante lors de son refroidissement. Ainsi, contrairement aux continents, aucune portion importante de croûte océanique primitive n'a été conservée depuis les premiers temps de la Terre. Les plus anciens fonds océaniques encore présents aujourd'hui datent principalement du Jurassique.

• La croûte continentale présente des caractéristiques très différentes. Son épaisseur moyenne est de 35 à 40 kilomètres mais peut dépasser 70 kilomètres sous les grandes chaînes de montagnes en raison de l'épaississement crustal lié aux collisions continentales. Sa composition est dominée par des roches felsiques riches en silice et en aluminium, notamment les granites, les granodiorites, les gneiss et de nombreuses roches métamorphiques. Sa densité moyenne, d'environ 2,7 g/cm³, est inférieure à celle de la croûte océanique, dont la densité atteint environ 3,0 g/cm³. Cette différence explique pourquoi les continents flottent à une altitude moyenne plus élevée sur le manteau selon le principe de l'isostasie. L'histoire de la croûte continentale est beaucoup plus ancienne et plus complexe que celle de la croûte océanique. Certaines régions stables appelées cratons renferment des roches archéennes âgées de plus de 3,5 milliards d'années. Les provinces les plus anciennes, situées notamment au Groenland, au Canada, en Australie occidentale et en Afrique australe, contiennent des témoins exceptionnels des premiers continents terrestres. Ces noyaux anciens ont ensuite grandi progressivement par accrétion de nouveaux terrains, collisions continentales, magmatisme et métamorphisme, conduisant à la formation des continents actuels.

Les roches de la croûte terrestre se répartissent en trois grandes catégories génétiques. 

• Les roches magmatiques résultent de la cristallisation de magmas. Elles peuvent être plutoniques lorsqu'elles cristallisent lentement en profondeur, comme les granites ou les gabbros, ou volcaniques lorsqu'elles refroidissent rapidement à la surface, comme les basaltes, les rhyolites ou les andésites. 

• Les roches sédimentaires proviennent de l'accumulation et de la lithification de matériaux issus de l'altération des roches préexistantes. Elles comprennent notamment les grès, les calcaires, les marnes, les argilites et les conglomérats. Elles couvrent environ 75 % de la surface des continents mais ne représentent qu'une faible proportion du volume total de la croûte.

• Les roches métamorphiques résultent de la transformation à l'état solide de roches préexistantes sous l'effet de nouvelles conditions de pression et de température. Les schistes, les gneiss, les marbres, les quartzites et les éclogites illustrent cette catégorie.

Le volcanisme constitue l'un des principaux mécanismes de renouvellement de la croûte. Les magmas issus de la fusion partielle du manteau ou de la croûte remontent vers la surface et donnent naissance à de nouvelles roches. Les dorsales océaniques produisent principalement des basaltes, tandis que les zones de subduction génèrent des magmas plus riches en silice, responsables de la formation d'andésites, de dacites et de rhyolites. Le volcanisme intraplaque, lié aux points chauds, contribue également à la croissance de la croûte océanique par la formation d'îles volcaniques et de plateaux basaltiques.

Le métamorphisme transforme continuellement la croûte terrestre. Les variations de pression, de température et de circulation des fluides modifient progressivement les assemblages minéralogiques des roches sans provoquer leur fusion complète. Les différents faciès métamorphiques, tels que les faciès des schistes verts, des amphibolites, des granulites ou des éclogites, permettent de reconstituer les conditions physiques auxquelles les roches ont été soumises. Ces transformations enregistrent l'histoire tectonique des chaînes de montagnes et des zones de subduction.

Les processus d'altération et d'érosion modifient en permanence la partie superficielle de la croûte. L'altération mécanique fragmente les roches sous l'action du gel, des variations thermiques, de la décompression ou de la croissance des cristaux de sel. L'altération chimique transforme les minéraux par hydrolyse, dissolution, oxydation ou hydratation. Ces processus produisent les sols et les sédiments qui sont ensuite transportés par les rivières, les glaciers, le vent ou la pesanteur avant de s'accumuler dans les bassins sédimentaires. Ce recyclage permanent constitue le cycle sédimentaire, intimement lié au cycle des roches.

La croûte terrestre constitue également le principal réservoir des ressources minérales exploitées par les sociétés humaines. Les minerais métalliques, tels que ceux du fer, du cuivre, du plomb, du zinc, du nickel, du chrome, du manganèse, de l'aluminium, de l'or, de l'argent ou des terres rares, sont concentrés dans des gisements résultant de processus magmatiques, hydrothermaux, sédimentaires ou métamorphiques. Les combustibles fossiles, notamment le charbon, le pétrole et le gaz naturel, se trouvent également dans les bassins sédimentaires de la croûte. Les matériaux de construction, comme les calcaires, les sables, les argiles, les granites ou les basaltes, proviennent directement de cette enveloppe superficielle.

La croûte joue un rôle fondamental dans les grands cycles géochimiques terrestres. L'altération des silicates consomme du dioxyde de carbone atmosphérique et contribue à la régulation du climat sur les temps géologiques. Les carbonates formés dans les océans sont ensuite enfouis dans les bassins sédimentaires avant d'être recyclés dans le manteau par la subduction. Les échanges entre la croûte, le manteau, les océans, l'atmosphère et la biosphère assurent ainsi la circulation du carbone, du soufre, du phosphore, de l'azote et de nombreux autres éléments chimiques.

Les interactions entre la croûte et la biosphère sont particulièrement importantes. Les processus biologiques accélèrent l'altération des minéraux, favorisent la formation des sols, participent au cycle des nutriments et modifient profondément les paysages. Inversement, la nature des roches influence la fertilité des sols, la disponibilité des éléments nutritifs, la circulation des eaux souterraines et la répartition des écosystème. La coévolution de la croûte et du vivant constitue l'un des aspects majeurs de l'histoire terrestre.

L'étude de la croûte permet non seulement de reconstituer l'histoire géologique de notre planète, mais aussi de mieux comprendre les mécanismes qui gouvernent les autres corps rocheux du Système solaire et, plus largement, l'évolution des planètes telluriques dans l'Univers.

Ailleurs dans le Système solaire.
La croûte des autres corps du Système solaire correspond aussi à l'enveloppe solide la plus superficielle résultant des processus de différenciation, de refroidissement, de volcanisme, d'impacts météoritiques et, dans certains cas, de phénomènes tectoniques ou cryovolcaniques. Comme sur Terre, elle constitue l'interface entre l'intérieur des corps planétaires et leur environnement spatial. Toutefois, sa composition, son épaisseur, son âge et son évolution diffèrent profondément selon la masse du corps considéré, sa composition initiale, son histoire thermique, la présence éventuelle d'eau ou d'autres composés volatils et l'intensité des processus géologiques qui l'ont affecté. L'étude comparative des croûtes planétaires constitue aujourd'hui un domaine majeur de la planétologie, car elle fournit des informations essentielles sur la différenciation des planètes, la chronologie des impacts, les mécanismes du volcanisme et les conditions physiques ayant régné au cours de l'histoire du Système solaire. Les connaissances proviennent principalement des missions spatiales, de la télédétection, des mesures gravimétriques, de la spectroscopie, de la géophysique, des météorites et, dans le cas de la Lune, des échantillons rapportés sur Terre.

Mercure.
Mercure possède une croûte relativement mince, dont l'épaisseur moyenne est estimée entre 25 et 40 kilomètres. Les données de la mission MESSENGER indiquent qu'elle est principalement constituée de roches basaltiques pauvres en fer et relativement riches en magnésium. Cette composition diffère sensiblement de celle de la croûte lunaire et de la croûte terrestre. Les plaines volcaniques couvrent une grande partie de la surface et témoignent d'une intense activité magmatique ayant principalement eu lieu durant le premier milliard d'années de l'histoire de la planète. Les nombreux bassins d'impact, dont l'immense bassin Caloris, révèlent une longue histoire de bombardement météoritique. Contrairement à la Terre, la tectonique y est dominée par la contraction globale de la planète, liée au refroidissement de son vaste noyau métallique. Cette contraction a engendré de gigantesques escarpements lobés pouvant atteindre plusieurs centaines de kilomètres de longueur et plusieurs kilomètres de dénivelé.

Vénus.
La croûte de Vénus présente une épaisseur moyenne estimée entre 20 et 50 kilomètres, avec d'importantes variations régionales. Sa composition semble essentiellement basaltique, comparable à celle des fonds océaniques terrestres, bien que des terrains plus différenciés puissent exister localement. Les observations radar réalisées par les sondes Magellan puis plus récemment par les missions orbitales montrent une surface dominée par d'immenses plaines volcaniques couvrant près de 80 % de la planète. De vastes édifices volcaniques, des champs de coulées de lave, des dômes volcaniques, des coronae, des arachnoïdes et des systèmes de fractures témoignent d'une activité magmatique considérable. L'absence de tectonique des plaques implique que la croûte forme une lithosphère continue, dont l'évolution dépend essentiellement des mouvements convectifs du manteau sous-jacent. Plusieurs indices récents suggèrent que certains volcans pourraient être encore actifs aujourd'hui, ce qui ferait de Vénus une planète géologiquement toujours vivante.

Mars.
La croûte martienne constitue l'une des mieux étudiées après celle de la Terre et de la Lune. Son épaisseur moyenne est aujourd'hui estimée entre 40 et 60 kilomètres, avec des variations importantes entre les basses plaines de l'hémisphère Nord et les hauts plateaux fortement cratérisés de l'hémisphère Sud. Les mesures sismiques de la mission InSight ont considérablement affiné ces estimations en révélant une structure interne complexe comprenant plusieurs niveaux crustaux. La croûte martienne est dominée par des basaltes riches en fer, auxquels s'ajoutent localement des roches volcaniques plus évoluées. Les gigantesques provinces volcaniques de Tharsis et d'Elysium résultent d'épanchements de lave ayant construit certains des plus grands édifices volcaniques connus, à commencer par Olympus Mons. Les impacts météoritiques, extrêmement abondants dans les terrains anciens, permettent d'établir une chronologie détaillée de l'évolution de la surface. Les observations orbitales ont également mis en évidence une altération aqueuse ancienne ayant produit des argiles, des sulfates et des carbonates, témoignant d'interactions prolongées entre la croûte et l'eau liquide au début de l'histoire martienne.

La Lune.
La Lune possède une croûte particulièrement bien connue grâce aux missions Apollo, Luna et aux nombreuses missions orbitales modernes. Son épaisseur moyenne est d'environ 40 à 50 kilomètres, mais elle atteint localement plus de 70 kilomètres sur la face cachée. Cette asymétrie constitue encore un sujet de recherche. La croûte lunaire est principalement composée d'anorthosites riches en plagioclases, issues de la cristallisation d'un océan magmatique global peu après la formation du satellite. Les grandes mers lunaires correspondent à d'immenses bassins d'impact ultérieurement remplis par des laves basaltiques très fluides entre environ 3,9 et 3,1 milliards d'années. En dehors de ces mers, les hauts plateaux anorthositiques représentent les terrains les plus anciens du Système solaire interne. La quasi-absence d'atmosphère, d'érosion et de tectonique active a permis la conservation exceptionnelle des structures géologiques anciennes, faisant de la croûte lunaire un véritable enregistrement fossile des premiers milliards d'années du Système solaire.

Satellites galiléens de Jupiter.
Les satellites galiléens de Jupiter présentent des croûtes très diverses. Io possède une croûte essentiellement volcanique composée de basaltes ultramafiques, de dépôts sulfurés et de matériaux pyroclastiques continuellement renouvelés par un volcanisme extrêmement intense. Les centaines de volcans actifs observés sur Io effacent rapidement les cratères d'impact, si bien que sa surface est probablement l'une des plus jeunes du Système solaire. Europe possède au contraire une croûte presque entièrement constituée de glace d'eau. Son épaisseur est estimée entre une dizaine et plusieurs dizaines de kilomètres selon les modèles. Cette croûte glacée est parcourue par un réseau complexe de fractures, de doubles crêtes, de bandes sombres et de terrains chaotiques, résultant des contraintes exercées par les forces de marée et des interactions avec l'océan liquide situé en profondeur. Les échanges entre cet océan et le manteau rocheux sous-jacent pourraient favoriser des processus hydrothermaux d'un grand intérêt pour l'astrobiologie. Ganymède possède également une croûte glacée, mais plus épaisse et plus ancienne, marquée par l'alternance de terrains sombres fortement cratérisés et de terrains clairs tectonisés. Callisto présente une croûte glacée très ancienne, intensément cratérisée et pratiquement dépourvue de signes d'activité géologique récente, ce qui en fait l'un des paysages les plus anciens conservés du Système solaire.

Satellites de Saturne.
Les satellites de Saturne illustrent eux aussi une remarquable diversité crustale. Titan possède une croûte constituée principalement de glace d'eau extrêmement dure aux températures qui règnent à sa surface. Cette croûte est recouverte de dépôts organiques produits par la chimie atmosphérique et façonnée par des processus fluviaux impliquant le méthane et l'éthane liquides. Des indices géophysiques suggèrent l'existence d'un océan global sous cette croûte glacée. Encelade possède une croûte glacée relativement mince au niveau du pôle Sud, où de gigantesques fractures, appelées rayures de tigre, laissent s'échapper des panaches de vapeur d'eau, de glace et de composés organiques provenant d'un océan interne. Cette activité cryovolcanique renouvelle localement la surface et démontre que la croûte reste géologiquement active. Les autres satellites glacés de Saturne, tels que Dioné, Rhéa ou Téthys, possèdent des croûtes dominées par la glace d'eau, profondément marquées par les impacts météoritiques et parfois par d'anciens épisodes tectoniques.

Satellites d'Uranus.
Les principaux satellites d'Uranus possèdent également des croûtes constituées essentiellement de glace d'eau mélangée à des silicates et à des composés carbonés. Miranda présente une surface spectaculaire composée de gigantesques coronae, de falaises pouvant atteindre plusieurs kilomètres de hauteur et de terrains d'âges très différents, témoignant d'une histoire géologique complexe probablement liée à des épisodes de réchauffement interne. Ariel montre de nombreux réseaux de vallées, de failles et de plaines relativement jeunes indiquant une activité tectonique et peut-être cryovolcanique passée. Umbriel, Titania et Obéron présentent des surfaces plus anciennes, dominées par les cratères d'impact mais montrant également des indices de fracturation crustale.

Triton.
Triton, principal satellite de Neptune, possède une croûte composée principalement de glace d'eau recouverte de glaces d'azote, de méthane et de monoxyde de carbone. Les observations de la sonde Voyager 2 ont révélé une surface remarquablement jeune comportant peu de cratères, de vastes plaines, des terrains chaotiques et des geysers d'azote actifs. Cette jeunesse géologique suggère que la croûte est continuellement remodelée par des processus cryovolcaniques et tectoniques alimentés par la chaleur interne et peut-être par les effets de marée liés à la capture de Triton par Neptune.

Planètes naines.
Parmi les planètes naines, Cérès possède une croûte riche en silicates hydratés, en carbonates, en ammoniates et en glaces. Les observations de la mission Dawn ont montré que cette croûte a subi une altération aqueuse très importante. Les dépôts brillants du cratère Occator correspondent à des sels, principalement des carbonates de sodium, précipités à partir de saumures profondes. Ces découvertes indiquent que la croûte de Cérès demeure géologiquement plus active qu'on ne le pensait auparavant. 

Vesta présente une croûte basaltique analogue, dans son principe, à celle des planètes telluriques. Les grands bassins d'impact du pôle Sud ont excavé des matériaux provenant des couches profondes, permettant d'étudier indirectement sa structure interne. Les météorites HED retrouvées sur Terre proviennent très probablement de cette croûte différenciée.

Pluton possède une croûte constituée principalement de glace d'eau formant un substrat rigide recouvert localement de glaces d'azote, de méthane et de monoxyde de carbone. Les images acquises par la mission New Horizons ont révélé une extraordinaire diversité géologique : vastes plaines dépourvues de cratères, montagnes de glace d'eau, glaciers d'azote, terrains polygonaux liés à la convection des glaces et structures tectoniques témoignant d'une évolution interne encore relativement récente. Ces observations suggèrent que la croûte est couplée à un océan interne liquide ou partiellement liquide ayant persisté jusqu'à une époque géologiquement récente.