里氏震级、MS震级、矩震级的区别

   地震发生后，人们首先关心的问题是：这是多大的地震？如果回到几百年前，我们肯定得不到像“×级地震”的类似答案，而是一系列关于地震破坏的宏观描述，犹如明史中记载的陕西华县地震：“……地裂泉涌，中有鱼物，或城郭房陷入地中……官吏、军民压死八十三万有奇”。也就是说，那个时候，我们只能根据地震的破坏程度——烈度来估计地震的大小。烈度不仅受人的主观影响，还与震区的地质、建筑条件等因素有关，因此，烈度并不能定量地度量地震大小。

    1、里氏震级（ML）。1935年，查尔斯•里克特在研究美国南加州地震时，发明了一种定量测量地震大小的方法。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（注：仪器上记录到1微米对应的实际地动位移是1/2080=0.00048微米），震级为0；如果振幅是x微米，震级为其对数。当然，当振幅是0.1微米时，震级为lg0.1=-1，其能量相当于小锤子敲打地面。实际上，绝大多数地震仪不会恰好都摆在100km震中距的地方，此时就要根据震中距对应的量规函数来校正数值。 里克特提出的这种震级标度被后人称为里氏震级M_L，也叫地方性震级，主要适用于6级以下的中小地震，这里的L表示local（地方性）的意思。

里氏震级的出现，第一次把地震大小变成了可测量、可相互比较的量，为地震学的定量化发展奠定了基础。时至今日，伍德—安德森地震仪早已绝迹，成为博物馆的陈列品。但人们为了保持地震记录的对比和延续性，很多小地震仍会通过仪器的模拟仿真，计算出里氏震级。电视里说日本发生里氏9.0级地震，是不严谨的，这里的9.0级是矩震级而不是里氏震级。也许是因为震级标度太多，为了避免大众产生迷惑，媒体习惯性称呼震级为“里氏震级”。

   2、面波震级（MS）.伍德—安德森地震仪是一种短周期地震仪（周期为0.8s），它可以较好地记录短周期地震波。但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，这种地震仪的记录能力变得有限。1945年，地震学家古登堡发明了面波震级Ms，Ms可以远距离记录地震，这就弥补了里氏震级的不足。其中，s表示surface wave（面波），它是根据周期约为20s的面波大小确定的地震震级。

    3、体波震级（MB）.面波震级也存在问题，当地震的震源深度较深的时候，激发的面波不显著。所以，古登堡还发明了体波震级mb，b表示body wave（体波），它是根据地震波的体波（通常是P波）的大小确定的地震震级。几乎所有的地震，无论距离远近、震源深度，还包括核爆炸，都可以在地震图上较清楚地识别P波，因此mb具有广泛的应用，美国地质调查局（USGS）对外公布的很多震级就是mb。

遗憾的是，无论是里氏震级、面波震级、还是体波震级，都存在着两个主要问题。一是这些震级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，发现它们具有“饱和”现象。也就是说，当地震所释放的能量增大的时候，震级却不再增大（见图），因此面对大地震时，采用这些震级标度会低估地震的能量。

【矩震级（Mw）与里氏震级（M_L）、面波震级（Ms）及体波震级（mb）的关系。矩震级外的这几个震级都存在“饱和”现象，因此用于衡量大地震的震级最好的是矩震级。】

4、矩震级（MW）.1979年，日本的金森博雄提出了矩震级Mw的概念。矩震级的计算公式中用到了地震矩M₀，地震矩具有严格的物理意义，其中M₀=uAD（u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）。从公式看，地震破裂面面积越大，位错量越大，释放的能量也就越多。正因为如此，矩震级不会像其他震级一样存在饱和问题。比如1960年智利大地震，测定的矩震级Mw=9.5，而面波震级已经饱和，仅为8.5。

目前，矩震级已成为世界上大多数地震台网和地震观测机构优先推荐使用的震级标度。不过，由于世界各国有各自的震级研究历史和计算公式，各国对外公布的震级标度还未统一。我国对外公布的震级大多是面波震级而不是矩震级。比如这次日本大地震，中国公布的是面波震级8.6级，美国公布的是矩震级9.0级。

    理论上，一次地震，同一震级标度的震级只有一个。实际上，除了经常出现不同的国家、机构所报道的震级不一致现象外（比如2001年中国昆仑山口西地震，中国的测定结果是Ms=8.2，而美国的测定结果是Ms=8.0），还经常有修订震级的情况发生（比如USGS对日本地震测定的矩震级，先从8.8修正到8.9，目前又修正为9.0）。针对这种现象，可以从以下几方面解释。

    首先要明确震级的计算过程不像“距离=速度×时间”那样严格，本质上它是经验公式，是通过很多地震实例求解的最佳拟合公式。即使后来的矩震级有了明确的物理意义，但在利用地震波反演求解地震震源参数过程中，也存在多解性和不确定性。换个角度说，就是没必要过于苛求震级的严格统一。

其次，不同的国家、机构所利用的台站资料是有差别的，这都会影响震级测定结果。台站资料的差别主要包括：（1）由于台站的台基、所使用仪器不同，震级相差一二级都是可能的。（2）由于地震产生的地震波辐射具有方向性，处于不同方位、震中距的地震台站测得的震级也会有较大差别。针对这次日本地震，我国使用的是中国地震台网，它们全都分布在日本的西侧，震中距也有限；而美国利用的是全球地震台网（GSN），它们分布在全球各地，覆盖得更合理、均匀，因此理论上美国的震级测定相对中国更加准确。

最后关于震级的修订。测定震级的普遍方法是对不同方位、不同震中距的大量台站的测定结果，作算术平均。高质量的台站数据越多，测定的结果越准确。但地震发生后，几乎所有人都希望快速了解地震概况，各机构抢在第一时间向政府和公众报告，这样所做的地震速报，要求时间性强，利用的台站数量往往有限。随着研究工作开展，更多台站加入到震级计算的阵营中，台站分布也变得更均匀、合理，研究人员也有更充裕的时间去挑选优秀的地震波，进行更细致的计算，震级的测定因此也随时间的推移而不断修正。一般修正过程会持续半年、甚至一年，直到全球的资料汇集后测定，才算最终结果。好比这次日本气象厅，在几次修订震级后，仍然在9.0级时说明这是“interim value”（临时数据）。