震级

[拼音]：zhenji

[外文]：earthquake magnitude

根据地震波记录测定的一个没有量纲的数值，用来在一定范围内表示地震的相对大小（强度）。震级的大小同震源辐射的地震波强度有关，与地震烈度不同。震级代表地震本身的强弱；烈度表示同一次地震在地震波及的各个地点所造成的影响的程度，它与震源深度、震中距、方位角、地质构造以及土壤性质等因素有关。

震级作为一个观测项目是1935年美国地震学家里克特 (C.F.Richter)首先提出的。最初的原始震级标度只适用于近震和地方震，所用地震仪是伍德－安德森扭摆式地震仪。里克特发现，在lgA-Δ图上（A为以毫米为单位的最大记录振幅，Δ为震中距），不同地震的振幅变化曲线大体上彼此平行，即可以通过平移而互相叠合。因此，两条曲线之间的纵向差距差不多是处处相等的。也就是说，任何两次大小不等的地震，其最大记录振幅的对数之差与震中距无关。这表示，在任何一个震中距上比较不同地震的相对大小，可以近似地得到同样的数值。里克特在以上研究的基础上，提出了计算震级M的公式：

M=lgA-lgA₀，

式中 A是某一待测震级地震在标准地震仪上的最大记录振幅；A₀是作为比较标准的另一个已知地震在同一震中距上的最大记录振幅。里克特规定这个标准地震，在震中距为100公里处用伍-安式地震仪记录到的最大振幅为10^-3毫米。如果A=A₀，则有M=0（当A<A₀时，M<0），所以这个标准地震称为零级地震。式中第二项-lgA₀是震中距的函数，称为起算函数或标定函数。这个函数是由观测确定的(见图)。

1945年，B.古登堡发表了关于震级问题的 3篇论文，把震级的应用推广到远震和深源地震，奠定了震级体系的基础。他用周期为20秒的面波定义了面波震级M_S。对于面波不发育的深源地震，古登堡和里克特研究了用体波的P波、S波和pP波定震级的方法。

目前广泛采用的震级标度有以下几种：

地方震或近震震级标度 M_L

用短周期地震仪记录地方震和近震的短周期振动，周期范围大约是0.1～2.0秒。中国的M_L标度是1959年制定的，其计算公式是：

M_L=lgA_μ-R(Δ)+C_S，

式中A_μ是近震记录上两水平分向最大地动振幅的算术平均值，以微米μ为单位；R(Δ)由里克特的原始震级标度的起算函数折合而成；C_S为台站校正值。

面波震级标度M_S

用宽频带地震仪记录远震面波，用面波地动位移的振幅（以微米为单位）和周期（以秒为单位）来计算震级。古登堡的面波震级规定使用周期为20秒左右的面波记录。中国的面波震级标度不以20秒周期为限，其计算公式为：

式中A为两水平分向地动位移的矢量合成振幅；T为相应的周期，要求比值相应于面波中之最大者；σ(Δ)为面波震级起算函数，是根据6个国际地震台的震级资料和北京地震台的面波记录资料求得的。

1971年，根据中国地震观测资料，求得M_S与M_L的经验关系式为：

M_S=1.13M_L-1.08。

面波震级标度M_S比较适用于从远处测定浅源大地震的震级，而且各国地震机构的面波震级测定结果也比较一致，因此世界各国在公布和交换有关震级的情报时，一般都使用面波震级。这就是通常报刊上提到的里氏震级。

体波震级标度m_b

用远震体波P、S、pP的振幅（单位为μ）和相应的周期（单位为秒）来计算震级。中国的体波震级标度沿用古登堡和里克特1956年发表的起算函数等值线图，其计算公式是：

式中第一项的形式与面波震级标度相同。对于S波，A是两水平分向地动位移的矢量合成振幅；对于P和pP波，可用垂直向的振幅，也可用两水平分向的合成振幅。与面波震级标度不同的是，起算函数Q是震中距Δ和震源深度h的函数。计算时需要从起算函数等值线图(通称Q值图)中去查出 Q值。体波震级标度主要用来测定深源地震的震级。

矩震级M_W

1977年美国地震学家金森博雄提出震级饱和的问题。他认为，M_S在8级以上的巨大地震如果仍用20秒面波震级标度M_S去测定震级，则所得数值将偏小。这是因为巨大地震的震源断裂尺度长达数百公里，从震源区辐射出长周期波，带有巨大的能量，但震源辐射出的20秒面波强度并没有相应的增长，因此面波震级不再能真实地反映地震的大小。金森博雄建议对大地震使用新的震级标度──矩震级M_W。其方法是从震源物理的研究中测定地震矩M₀，直接算出一次地震的地震波辐射能量，然后通过能量-震级公式lgE=11.8+1.5M_S算出震级的数值。1960年5月22日智利大地震的面波震级M_S仅为8.5，而按新的标度算出的矩震级M_W竟达 9.5，能量相差30倍。矩震级的引入可以解决面波震级的饱和问题，但其测定方法还不完善，测量精度尚需提高。