震级是表示地震大小的参量，或者说是表征地震波辐射能大小的参量。虽然某次地震对应的地震波辐射能是一个定值，但由于测定原理和（或）方法的不同，震级的表示也应有所不同，于是乎就有了震级标度的概念。根据其发展历史，分别简述如下。

1、地方性震级标度M_L

1935年里克特（Richter）研究美国南加州的地震时引入了地方性震级M_L，现称为里克特震级，简称为里氏震级（属于里氏震级系统的一种）。他规定在震中距为100km的地方，如果“标准地震仪”（伍德—安德森地震仪，周期是0.8s，放大倍数为2080）记录到的地震波最大振幅是1微米，则震级为0；如果振幅是x微米，震级为其对数。里克特提出的方法虽然是经验性的，但简单、易用，为以后震级测定方法的发展奠定了基础。

2、面波震级标度M_S

伍德—安德森地震仪是一种短周期地震仪，它可以较好地记录短周期地震波。然而，地震波在传播过程中，由于高频地震波（即短周期波）的衰减速度要远远大于低频地震波，当地震仪距离震中较远时，其记录能力变得有限。为此，1945年古登堡（Gutenberg ）将测定地方性震级的方法推广到浅源远震，提出了面波震级标度M_S，这弥补了地方性震级标度的不足。

3、体波震级标度（m_b/m_B）

面波震级测定也存在问题。当地震的震源深度较深时面波不发育，但在远震距离上P 波是清晰震相。1956年，古登堡和里克特（Gutenberg and Richte）采用体波（P/PP/S）来确定震级，称作体波震级。几乎所有的地震（包括核爆炸），无论距离远近、震源深浅，都可以在地震波形图上较清楚地识别P波，因此体波震级具有广泛的应用。

体波震级分为由短周期地震仪测定的体波震级m_b和由中长周期地震仪测定的体波震级m_B，有时也将体波震级写成m并称之为统一震级。m_b是用1s左右的地震体波振幅来量度地震的大小, 而m_B是用5s左右的地震体波振幅来量度地震的大小。因此, m_b和m_B是对不同频段的地震波振幅分别进行计算得到的震级, 两者有显著不同, 不要把其混为一谈。

由于面波震级标度与体波震级标度是在地方性震级标度的基础上发展而来的，故目前把这三者通称为里氏震级系统。

遗憾的是，里氏震级系统存在着两个主要问题：一是其与地震发生的物理过程没有直接联系，物理含义不清楚；二是通过统计分析，发现其存在“震级饱和”现象（表1），即随地震波辐射能增大震级却不再增大。因此，采用里氏震级系统有时会低估地震的地震波辐射能。

表1 不同震级标度的饱和震级

4、矩震级标度M_W

鉴于震级饱和问题，1979年日本地震学家金森博雄提出了矩震级M_W的概念。矩震级的计算公式中用到了地震矩M₀（M₀=mAD，m是剪切模量，A是破裂面的面积，D是地震破裂的平均位错量），其具有严格的物理意义。从公式看，地震破裂面积越大、位错量越大，则地震矩越大，从而释放的地震波辐射能也就越大。正因为如此，矩震级不会像其他震级一样存在饱和问题。

5、其他震级标度

上面4种震级标度常用，此外还有如下不常使用的震级标度等（宋治平等，2011）。

日本气象厅震级标度(M_j):用最大地面位移或最大地面速度计算而得。

能量震级标度（M_e）：根据宽频带P波能量谱密度得到的地震波辐射能计算而得。

持续时间震级标度（M_D）：根据地震波持续时间和尾波长度计算而得。

断层面积震级标度 (M_FA)：由断层面积计算而得，大约等效于m_b值。

未知震级标度（M_UK）：计算方法不明或不能确定出版来源的震级。

有些媒体报道地震时，习惯用“里氏震级”，这有时很不靠谱。如对2011年日本M_W9.0地震，有媒体曾报道说“2011年3月11日在日本本州东海岸附近海域发生里氏震级9.0地震。”从上述简介知，里氏震级系统存在着震级饱和问题，对如此规模的地震正确的说法是“2011年3月11日在日本本州东海岸附近海域发生矩震级9.0（或M_W9.0）地震”。由于地震发生后不久，速报震级通常缺失具体的震级标度，那么暂时的说法应是“据某地震台网测定，某年某月某日（还可加上某时某分某秒）在某地发生某级地震”，注意不要随意加“里氏”两字，以免画蛇添足。待到以后某地震台网给出某次地震的具体震级标度时，正确且简洁的说法应为：据某地震台网测定，某年某月某日（还可加上某时某分某秒）在某地发生“标度+数值”地震，如M_S6.0地震或M_W6.0地震。在撰写有关学术论文与学位论文时，不提具体震级标度的写法是不可取滴。

参考（略）