震级 震级是用某种地震波测定地震大小的一种标度。它反映了地震波能量的大小。
读者也许已注意到新闻媒体，尤其是国外的新闻媒体在报道一次地震的震级时，往往要注明是里氏震级。细心的读者可能还曾注意到不同国家，甚至同一国家不同单位、不同地震台站测定的同一次地震的震级常常不相等。什么是里氏震级？为什么会有这些差异？为了让大家能更好地弄清这些问题，先简要地回顾一下震级概念的沿革，大致地介绍这些震级是怎么测定的。
早在20世纪30年代美国地震学家里克特在研究南加州地震时发现，用仪器参数调得一致的同一种地震仪（当时用的是伍德－安德生地震仪）记录同一地震，记录的最大振幅取对数后随距离有很好的衰减规律。大小不同的地震的这种衰减曲线在高低不同的位置上，大体平行。这样，他定义在震中距100千米的地震台的伍德－安德生地震仪记录的地震波水平分量最大振幅换算的地动位移为1微米的地震为零级地震。记录的最大振幅每增大10倍，震级增大1级。不同距离上这种地震仪记录的最大振幅则可按衰减规律折算震级值。这就是原创的里氏震级。由于它适用近震，也叫近震震级M
L。
很明显，这样定义的震级有局限性。它只适用于近震，远震怎么办？它只能用指定的伍德－安德生地震仪，装备着其他型号的地震仪的地震台怎么定震级？为了克服这些局限性，得到能广泛适用的统一震级，几代地震学家做了很多努力。
因为远震记录的面波很发育，为了测定远震的震级，发展了面波震级Ms。对于很深的远震来说，面波不发育，又推出了体波震级m
b。尽管推出这些新的震级标度时，都尽量考虑了与初始的里氏震级（近震震级M
L）保持一致。如研究测定远震面波震级Ms的办法时，同时用近台资料测定近震震级M
L，力求两者一致。但是，实际上很难做到完全一致，因为不同震级标度选用不同的地震波的最大振幅，而每一个地震各种地震波最大振幅所占比例并不相同。就好像公安人员分别根据嫌犯的脚印、腿长、或手长估计他的身高也不一定完全相等。因为，虽然高个子一般脚大，腿长，手也长，但并没有固定的比例。
关于使用不同仪器的记录，人们最容易想到的是，除以相应的放大倍数，都换算成地动位移不就行了嘛！应注意的是，不同仪器不仅放大倍数不同，而且频带宽也不同。频带宽不同的地震仪在同一地点记录同一地震的最大振幅可能不是同样的地震波，至少不是周期相同的地震波。因此，不可能通过换算地动位移做到完全统一。至于不同台站即使使用同样的地震仪测定同样的震级标度，也可能不等，那可能是受台基效应，或相对于震源的方向性等因素的影响。所谓台基效应是指台站地基的岩性会影响记录振幅的大小，例如，同样的仪器放在土层上记录的振幅会比放在花岗岩上的大得多。由于台基的影响基本恒定，工作时间长了，可以统计求得台基校正值，予以校正。由于震源错动是有方向性的，在不同方位同样距离的台站上，同样的仪器记录的同一种地震波的大小也不会相同。关于这一点，有关震源机制的研究已经能够勾画出几种主要地震波的辐射花样。即使不去深究这些辐射花样，仅仅直观地想一想，一个断层错动的震源激发出的地震波会不会均匀地向四周传播开去，沿着断层错动的方向与垂直错动的方向同样距离的地震波强度会一样吗？答案显然是否定的。一时想不通的读者可以想一想这样的例子，一块石头垂直掉在平静的湖面，水波必将一圈圈均匀地向四周传播开去。如果这块石头像小孩打水漂那样斜着打击水面，水波就不会一圈圈均匀地向四周传播。震源断层错动比打水漂还要复杂，地震波传播出去的花样也会更复杂一些。不同方位上的台站测定的震级有差异也应该可以理解。对于一个地震台来说，不同地震在不同方位，无法确定固有的方位校正。但对于一个强震来说，如果四周各方位都有地震台，通过求平均有可能消除单个台站的方向影响。当然，求平均还会消除一些其他随机因素的影响。可是，不同国家，不同单位掌握着由不同台站组成的不同台网，由不同台站的测定值求得的平均值也就会有一定的差异。哪一个台网相对于所测定地震的分布最合理，如各方位上都有地震台，它所占有的地震台站数量最多，所用仪器质量及工作状态最好，它测定的震级值也就最可信。
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