震級

里氏地震規模最早是在1935年由兩位來自美國加州理工學院的地震學家裡克特（Charles Francis Richter）和古騰堡（Beno Gutenberg）共同制定的。

此標度原先僅是為了研究美國加州地區發生的地震而設計的，並用伍德·安德森扭力式地震儀（Wood-Anderson torsion seismometer）測量。里克特設計此標度的目的是區分當時加州地區發生的大量小規模地震和少量大規模地震，而靈感則來自天文學中表示天體亮度的星等。

為了使結果不為負數，里克特定義在距離震中100千米處之觀測點地震儀記錄到的最大水平位移為1微米（這也是伍德-安德森扭力式地震儀的最大精度）的地震作為0級地震。按照這個定義，如果距震中100千米處的伍德-安德森扭力式地震儀測得的地震波振幅為1毫米（103微米）的話，則震級為里氏3級。里氏地震規模並沒有規定上限或下限。現代精密的地震儀經常記錄到規模為負數的地震。

由於當初設計里氏地震規模時所使用的伍德·安德森扭力式地震儀的限制，近震規模 ML 若大於約6.8或觀測點距離震中超過約600千米便不適用。後來研究人員提議了一些改進，其中面波震級（MS）和體波震級（Mb）最為常用。

地震發生后，人們首先關心的問題是：這是多大的地震？如果回到幾百年前，我們肯定得不到像“×級地震”的類似答案，而是一系列關於地震破壞的宏觀描述，猶如明史中記載的陝西華縣地震：“……地裂泉涌，中有魚物，或城郭房陷入地中……官吏、軍民壓死八十三萬有奇”。也就是說，那個時候，我們只能根據地震的破壞程度——烈度來估計地震的大小。烈度不僅受人的主觀影響，還與震區的地質、建築條件等因素有關，因此，烈度並不能定量地度量地震大小。

1935年，查爾斯·里克特在研究美國南加州地震時，發明了一種定量測量地震大小的方法。他規定在震中距為100km的地方，如果“標準地震儀”（伍德—安德森地震儀，周期是0.8s，放大倍數為2080）記錄到的地震波最大振幅是1微米（註：儀器上記錄到1微米對應的實際地動位移是1/2080=0.00048微米），震級為0；如果振幅是x微米，震級為其對數。當然，當振幅是0.1微米時，震級為lg0.1=-1，相當於小鎚子敲打地面產生的震級。實際上，絕大多數地震儀不會恰好都擺在100km震中距的地方，此時就要根據震中距對應的量規函數來校正數值。里克特提出的這種震級標度被後人稱為里氏震級ML，也叫地方性震級，主要適用於6級以下的中小地震，這裡的L表示local（地方性）的意思。

里氏震級的出現，第一次把地震大小變成了可測量、可相互比較的量，為地震學的定量化發展奠定了基礎。時至今日，伍德—安德森地震儀早已絕跡，成為博物館的陳列品。但人們為了保持地震記錄的對比和延續性，很多小地震仍會通過儀器的模擬模擬，計算出里氏震級。

伍德—安德森地震儀是一種短周期地震儀（周期為0.8s），它可以較好地記錄短周期地震波。但地震波在傳播過程中，由於高頻地震波（即短周期波）的衰減速度要遠遠大於低頻地震波，當地震儀距離震中較遠時，這種地震儀的記錄能力變得有限。1945年，地震學家古登堡發明了面波震級Ms，Ms可以遠距離記錄地震，這就彌補了里氏震級的不足。其中，s表示surface wave（面波），它是根據周期約為20s的面波大小確定的地震震級。

面波震級也存在問題，當地震的震源深度較深的時候，激發的面波不顯著。所以，古登堡還發明了體波震級mb，b表示body wave（體波），它是根據地震波的體波（通常是P波）的大小確定的地震震級。幾乎所有的地震，無論距離遠近、震源深度，還包括核爆炸，都可以在地震圖上較清楚地識別P波，因此mb具有廣泛的應用，美國地質調查局（USGS）對外公布的很多震級就是mb。

遺憾的是，無論是里氏震級、面波震級、還是體波震級，都存在著兩個主要問題。一是這些震級與地震發生的物理過程沒有直接聯繫，物理含義不清楚。二是通過統計分析，發現它們具有“飽和”現象。也就是說，當地震所釋放的能量增大的時候，震級卻不再增大（見圖），因此面對大地震時，採用這些震級標度會低估地震的能量。

【矩震級（Mw）與里氏震級（ML）、面波震級（Ms）及體波震級（mb）的關係】

1979年，日本的金森博雄提出了矩震級Mw的概念。矩震級的計算公式中用到了地震矩M0，地震矩具有嚴格的物理意義，其中M0=uAD（u是剪切模量，A是破裂面的面積，D是地震破裂的平均位錯量）。從公式看，地震破裂面面積越大，位錯量越大，釋放的能量也就越多。正因為如此，矩震級不會像其他震級一樣存在飽和問題。比如1960年智利大地震，測定的矩震級Mw=9.5，而面波震級已經飽和，僅為8.5。

矩震級已成為世界上大多數地震台網和地震觀測機構優先推薦使用的震級標度。不過，由於世界各國有各自的震級研究歷史和計算公式，各國對外公布的震級標度還未統一。中國對外公布的震級大多是面波震級而不是矩震級。比如這次日本大地震，中國公布的是面波震級8.6級，美國公布的是矩震級9.0級。

下表列出的是不同里氏震級（ML）的年均發生次數和震中地區的影響：

假定第1級地震所釋放的能量為1，第2級應為31.62，第3級應為1000，依此類推，第7級為10億，第8級為316.2億，第9級則為10000億。由於里氏地震規模是常用對數，因此在估算能量的時候，里氏震級每增加一，釋放的能量大約增加32倍。

下表列出的是不同級別的地震釋放的能量相當於的TNT當量：

里氏地震規模的主要缺陷在於它與震源的物理特性沒有直接的聯繫，並且由於“地震強度頻譜的比例定律”（The Scaling Law of Earthquake Spectra）的限制，在8.3-8.5左右會產生飽和效應，使得一些強度明顯不同的地震在用傳統方法計算后得出里氏地震規模（如(MS）數值卻一樣。到了21世紀初，地震學者普遍認為這些傳統的地震規模表示方法已經過時，轉而採用一種物理含義更為豐富，更能直接反應地震過程物理實質的表示方法即矩震級（Moment magnitude scale，MW）。地震矩規模是由同屬加州理工學院的金森博雄（Hiroo Kanamori）教授於1977年提出的。該標度能更好的描述地震的物理特性，如地層錯動的大小和地震的能量等。

地震按震級大小的分類情況：唐山大地震弱震：震級小於3 級的地震；

有感地震：震級等於或大於3級、小於或等於⒋5級的地震；

中強震：震級大於⒋5級，小於6級的地震；（如彝良地震）

強震：震級等於或大於6 級的地震（如玉樹地震）。其中震級大於或等於8 級的又稱為巨大地震（如汶川地震）。

國際上使用的地震震級——里克特級數，是由美國地震學家裡克特所制定，它的範圍在 1 — 10 級之間。它直接同震源中心釋放的能量（熱能和動能）大小有關，震源放出的能量越大，震級就越大。

中國的面波震級計算公式為：

地震震級 M ，用地震面波質點運動最大值 (A/T)max 測定。計算公式為：

M=lg(A/T)max+ σ ( Δ )

式中： A 地震面波最大地動位移，取兩水平分向地動位移的矢量和，μ m ；

T 相應周期， S ；

Δ震中距， ( 度 ) 。

測量最大地動位移的兩水平分量時，要取同一時刻或周期相差在1/8周之內的震動。若兩分量周期不一致時，則取加權和：

T=(T N ×A N +T E× A E )/(A N +A E )

式中： A N 南北分量地動位移，μ m；

A E 東西分量地動位移，μ m；

T N A N 的相應周期， S ；

T E A E 的相應周期， S ；

量規函數σ ( Δ ) 為：

σ ( Δ )=1.66lg Δ +3.5

不能使用與表一中給出的值相差很大的周期來測定地震震級 M 。地震震級 M 應根據多台的平均值確定。

式中A為兩水平分向地動位移的矢量合成振幅，以微米為單位；T為相應的周期，以秒為單位；σ（Δ°）為面波震級起算函數，只與震中距Δ°(測點與震中間的大圓弧度數)有關；Cs為台站校正值。

面波震級標度Ms比較適用於從遠處（震中距大於1000千米）測定淺源大地震的震級，而且各國地震機構的面波震級測定結果也比較一致，因此世界各國在公布1931年新疆8級地震和交換有關震級的信息資料時，一般都使用面波震級。即通常所說的里氏震級。另外，為解決巨大地震的面波震級飽和問題，有人提出用震源物理中的地震矩概念推導出一種新的震級標度——矩震級MW。智利大地震的面波震級 Ms=8.5，但矩震級MW=9.5，成為人類已知的最大地震。矩震級已在地震觀測中開始試用，但其方法還在進一步研究和完善。它可作為面波震級的有益補充，但不能完全取代面波震級。

《利用高頻GPS確定大地震震中和震級研究：2008年汶川8.0級地震應用結果》

里氏震級

地球上的地震有強有弱。用來衡量地震強度大小的尺子有兩把，一把叫地震震級；另一把叫地震烈度。舉個例子來說，地震震級好象不同瓦數的日光燈，瓦數越高能量越大，震級越高。烈度好象屋子裡受光亮的程度，對同一盞日光燈來說，距離日光燈的遠近不同，各處受光的照射也不同，所以各地的烈度也不一樣。

地震震級是衡量地震大小的一種度量。每一次地震只有一個震級。它是根據地震時 釋放能量的多少來劃分的，震級可以通過地震儀器的記錄計算出來，震級越高，釋放的能量也越多。中國使用的的震級標準是國際通用震級標準，叫“里氏震級”。