正文
1749年，法國大地測量學家布格 (P.Bouguer)在南美的秘魯測量子午線弧長時，發現安第斯山脈的巨大質量產生的引力似乎特別小。隨著測量精度的提高，1854年英國大地測量學家普拉特（J.H.Pratt）分析喜馬拉雅山南麓印度大地測量結果，發現實測的垂線偏差值比由可見地形質量算得的數值要小得多。為了解釋這種現象，他假設地殼的密度隨地形高度的增加而減少，並認為山脈象發酵的麵包一樣，是由地下物質從某一深度向上膨脹形成的。1855年英國天文學家艾里（G.B.Airy）推論，象喜馬拉雅山這樣大的山脈，物質的重量是不能由地殼來支持的，必定從地殼以下的某一深處就開始得到支撐，因此他認為地殼物質就象浮在水中的木塊。木塊高出水面越多，相應地陷入水中越深。1889年，美國地質學家達頓（C.E.Dutton）第一次提出“地殼均衡”這個詞，他取自拉丁文“isostasios”，並對地殼均衡作了詳細的討論。20世紀初,J.F.海福德、海伊斯卡寧(W.A.Heiskanen)和韋寧·邁內茲(F.A.Vening Meinesz)等人進一步完善了普拉特和艾里的假想,形成3種地殼均衡學說。
① 普拉特-海福德地殼均衡模型 認為大地水準面以下某一深度處存在一個等壓面，又稱均衡補償面。從大地水準面到該面的距離稱為補償深度D（圖1）,此深度幾乎處處相等。地球表面之所以出現高山、平原和海洋，是由於地殼冷凝時不均勻收縮所致。從地面到均衡補償面之間每一個等截面的柱體的質量相等，也就是高度乘地殼密度ρ為常數。 ② 艾里－海伊斯卡寧地殼均衡模型 把地殼視為較輕的均質岩石柱體（名為矽鋁層），它漂浮在較重的均質岩漿（名為矽鎂層）上，處於平衡狀態（圖2）。根據阿基米德原理可知，山愈高則陷入岩漿愈深形成山根，海愈深則岩漿向上凸出也愈高，形成反山根。這樣，較輕的山根補償山體的質量過剩，較重的反山根補償海水的質量不足。因此均衡補償面通過山根的底部。 ③ 韋寧·邁內茲地殼均衡模型 假設地殼本身是具有一定強度的彈性板，高低不等的地形質量是加在此彈性板上的負荷，它將彈性板壓彎而不破裂，使其陷入岩漿內,一直達到流體靜平衡為止（圖3）。彈性板的彎曲量和負荷的重量成正比。由於壓彎後的地殼排開了周圍的岩漿，因而產生了均衡補償。這是對艾里-海伊斯卡寧地殼均衡模型的修正,兩者不同之處在於艾里－海伊斯卡寧地殼均衡模型是把地殼處理成互不聯繫的孤立柱體，因此是局部性補償，而在韋寧·邁內茲地殼均衡模型中，由於地殼的彈性彎曲，不可能把地殼分為彼此沒有凝聚作用的孤立柱體，因此這是區域性補償。 60年代以來，又有伍拉德 (C.D.Woolard)、多爾曼(L.M.Dorman)以及班克斯 (R.I.Banks)等從不同的角度對地殼均衡學說作了補充、修正和發展。伍拉德等採用可變的地殼密度和上地幔密度模型，對艾里－海伊斯卡寧均衡模型作了修正，使之更符合地球物理的實際。多爾曼等人事先對均衡補償模型不作任何規定，只是假設在局部補償的情況下，均衡補償的影響是地形和均衡回響函式的褶積，而均衡回響函式是單位地形負載引起地下密度的變化對重力產生的效應，可以根據實測的重力和地形通過頻譜分析計算出來。這種理論稱為實驗均衡理論。在多爾曼之後，班克斯等又以區域補償代替局部補償，對實驗均衡理論作了進一步改進。
儘管地殼的強度、彈性和岩漿活動等阻止地殼趨於均衡，但就全球大範圍而言，地殼仍趨於靜力平衡狀態。據統計，全球近百分之九十的地區基本上處於這一狀態，因此，地殼均衡學說受到普遍重視。
