1749年，法国大地测量学家P.布格（Pierre Bouguer）在南美秘鲁测量子午线弧长时，发现安第斯山脉的巨大质量产生的引力似乎特别小。1854年，英国大地测量学家H.J.普拉特（Harry J.Pratt）分析喜马拉雅山南麓印度大地测量结果，发现实测的垂线偏差值与由可见地形质量算得的数值相比要小得多。为了解释这种现象，他假设地壳的密度随地形高度的增加而减少,并认为山脉像发酵的面包一样，是由地下物质从某一深度向上膨胀形成的。1855年，英国天文学家G.B.艾里（Sir George Biddell Airy）推论，像喜马拉雅山这样大的山脉，物质的重量是不能由地壳来支持的，必定从地壳以下的某一深处就开始得到支撑，因此他认为地壳物质就像浮在水中的木块。木块高出水面越多，相应地陷入水中越深。1889年，美国地质学家C.E.达顿（Clarence Edward Dutton）第一次提出“地壳均衡”这个词，取自拉丁文“isostaslos”，并对地壳均衡做了详细的讨论。20世纪初，美国学者J.F.海福德（John Fillmore Hayford，1868～1925）、芬兰学者V.A.海斯卡宁（Veikko A.Heiskanen）和荷兰学者F.A.V.迈内兹（F.A.Vening Meinesz）等人进一步完善了普拉特和艾里的假想，形成三种地壳均衡学说。

普拉特-海福德地壳均衡模型。认为大地水准面以下某一深度处存在一个等压面，又称均衡补偿面。从大地水准面到该面的距离称为补偿深度D，此深度几乎处处相等。

艾里-海斯卡宁地壳均衡模型。把地壳视为较轻的均质岩石柱体（名为硅铝层）,它漂浮在较重的均质岩浆（名为硅镁层）上,处于平衡状态。

韦宁·迈内兹地壳均衡模型。假设地壳本身是具有一定强度的弹性板，高低不等的地形质量是加在此弹性板上的负荷，它将弹性板压弯而不破裂，使其陷入岩浆内，一直达到流体静平衡为止。20世纪60年代以来，各国学者从不同角度对地壳均衡学说做了补充、修正和发展。

韦宁·迈内兹均衡示意图

均衡校正与所采用的均衡假说有关。但总体上分两步进行：第一步是减去将大地水准面以上所有物质对测点引力的垂直分量，这一步称为地形校正；第二步是将参与地形校正的全部物质添入地球内部（海平面以下）使地壳填至均衡状态，此时按照均衡密度差（普拉特假说）或者按均衡深度（艾里假说）引入改正值。这一步称为补偿改正。经过以上两步改正以后，测点的重力值相当于地球的自然表面与海平面重合，地壳内部物质为均匀情况下的重力值。但此时测点仍“悬”于空中，所以还要引入一个高度改正使测点置于海平面（即大地水准面上）。

普拉特假说的均衡校正。改正的基准面是大地水准面。补偿校正是按照均衡密度差进行的，密度为的陆地柱体在测点引起的重力异常计算公式为：

…（1）

密度为的陆地柱体在测点引起的重力异常计算公式为：

…（2）

普拉特假说的均衡校正。内、外环地形改正与普拉特假说地形改正相同。在陆地区有：

   …（3）

式中为地壳平均密度；为岩浆密度；为地壳正常厚度；为柱体海拔高程；为山根。在海洋区有：

   …（4）

式中为海水的深度；为反山根。