刘瑞丰

（中国地震局地球物理研究所，北京 100081）

引言

地震发生后，人们首先关注的问题之一就是这次地震有多大？

地震是一种发生在地球深部的自然现象，震源深度从几千米到700 多千米。地震的大小又相差悬殊，可小到人们不能感觉，也可大到震撼山岳，山河改观。由地震所产生地面位移的振幅，小可到纳米，大可到十几米，地震能量可相差十几个量级。而用于观测地震的仪器通常分布在地表或地表附近，要准确测定地震的大小，并不是一件容易的事。

对于构造地震，岩层在大地构造应力的作用下产生应变，并不断积累应变能，应力一旦超过了极限，岩石就会突然破裂，或沿原破裂面滑动，释放出大量能量，其中一部分能量以地震波的形式向四面八方辐射，这就是地震成因的断层假说。因此，地震学家认识到用地震能量来规定地震的大小最为合适。然而，在模拟记录时代，要测定地震能量难度非常大。如何准确地测定地震的大小？这是一个长期困扰地震学家的问题，从1875 年近代地震仪器发明以来，一直到震级概念的提出，整整用了60 年的时间。

1935 年，美国著名地震学家里克特（Charles Francis Richter，1900—1985）提出了震级的概念，发明了测量地震大小的方法，第一次把地震大小变成了可测量、可相互比较的量，使地震学成为一门定量的科学。震级概念的提出是地震学发展历程中一个具有里程碑意义的进展，为了纪念里克特在震级测定领域做出的突出贡献，普及地震知识，他的生日4 月26 日被美国设成 “里克特震级标度日（Richter Scale Day）” 。

震级采用无量纲的数来表示地震的大小，简便易行，通俗实用。为了做好震级与地震能量之间的对接，1956 年古登堡和里克特给出了震级与地震能量之间的关系。震级的英文是 “Magnitude” ，之所以把这个英文单词翻译成 “震级” ，是因为震级与地震能量之间是对数关系，震级表示的是地震大小的 “等级” ，面波震级相差1.0，地震能量相差大约32 倍。

震级是地震的基本参数之一。根据震级可以近似地得到其他震源参数，如地震能量、地震矩、震源破裂时间、断层长度、断层面积等。对于浅源地震，震级越大，地震所造成的灾害越严重，震级是开展地震应急、地震救援与灾害损失评估的重要参数。因此，震级具有科学性和社会性双重属性。无论是从科学研究的角度，还是从社会需求的角度，快速、准确地测定出地震的大小都是一件意义重大的基础性工作[1]。

1 测定地震大小的难度

地震同刮风、下雨一样，是一种自然现象。因此，地震可以用科学的方法进行观测和研究。全球的地震台网每年记录到的地震大约是500 万次，为了实现地震台网每天测定大量地震大小的需求，测定地震大小的方法必须简单实用。地震学家认识到用地震仪器记录到的地震波测定地震的大小，是科学、实用的方法。

在震源附近，震源幅射的原生波为P 波和S 波，震源辐射地震波的能量与P 波和S 波质点运动的速度的平方成正比。根据哈斯克尔的研究成果，假设地震发生在无限大、无衰减的介质中，地震辐射能量的计算公式如下[2]：

式中，ρ是介质密度，α和β是P 波和S 波的速度，和分别是P 波和S 波质点运动的速度。由于从震源到地震台站之间的几何扩散和介质的非弹性（图1），会造成P 波和S 波的能量损失，因此，利用地震台站记录的地震波形测定地震辐射能量时，需要对地震台站记录到的波形进行几何扩散衰减和非弹性衰减校正。

图 1 P 波和S 波的几何扩散衰减和介质非弹性衰减Fig. 1 Geometric diffusion attenuation and medium inelastic attenuation of P wave and S wave

距震源r处的地面位移uα(t)、uβ(t)取决于地震矩率(t)[3]：

式中，Rα(θ,∅)和Rβ(θ,∅)分别是P 波和S 波的辐射场型。计算地震辐射能量ES，需要考虑地震波的几何扩散衰减和介质非弹性衰减，还要对所有地震波的频率进行积分。在1935 年以前的模拟记录时代，测定地震辐射能量几乎很难做到；即使是在现在，也只能测定5.0 级以上地震的辐射能量，而对于5.0 级以下地震，由于台站记录地震信号的信噪比较低，再加上地球介质的速度模型不够精细，依然很难测定其辐射能量ES。

任何一种波都具有多种频率成份，但对于某一特定的波来讲，在其频谱中却有一个或几个起主导作用的 “优势频率” 或 “优势周期” 。对于光波来讲，不同的优势频率决定了不同的 “颜色” ；对于声波来讲，不同的优势频率决定了不同的 “音调” ；而对于地震波来讲，其频谱成份及其优势频率与地震的类型有关。

按震中距划分，可将地震分为近震和远震两大类。 ① 近震：对于1000 km 以内的近震，主要震相为P 波和S 波，周期较小，一般在0.01—2 s 之间。用短周期地震仪器记录S 波最大振幅的周期一般在0.8—1.2 s 之间，其优势周期为1.0 s 左右； ② 远震：对于1000 km 以外的远震，主要震相为P 波、S 波等体波和勒夫波、瑞利波和短周期面波等面波，地震波频带较宽。

按震源深度划分，可将地震分为浅源地震、中源地震和深源地震。在全球地震所释放的地震能量中，85% 是由浅源地震释放，12% 是由中源地震释放，3%是由深源地震释放。 ① 浅源地震：P 波周期一般在4—6 s，S 波周期一般在6—10 s，面波周期大多在10—25 s。用长周期地震仪器记录面波最大振幅的周期一般在18—22 s 之间，其优势周期为20 s 左右； ② 中源地震和深源地震：P 波初动尖锐，面波不发育，与相同震级和震中距的浅源地震相比，地震持续时间短。

2 震级的巧妙之处

震级的巧妙之处就在于采用“单一频率”的多种震级标度，量度不同类型地震的大小，用简单的方法，巧妙地解决了地震定量这一难题。从本质上讲，震级的计算公式都是经验公式，常用的传统震级有3 种，包括地方性震级、面波震级和体波震级。不同的震级要用不同频段的地震仪器测定，不同的震级有不同的适用范围。

（1）地方性震级：用短周期地震仪器测定，适合表示近震的大小。里克特提出的地方性震级ML要使用伍德—安德森短周期地震仪（WA 地震仪）测定，该仪器拾震器的固有周期T0=0.8 s。我国使用DD-1 短周期地震仪器测定ML，DD-1 拾震器的固有周期是1.0 s。用DD-1短周期地震仪器记录1000 km 内的浅源近震，S 波优势周期为1.0 s 左右。

（2）面波震级：用中长周期地震仪器测定，适合表示浅源远震的大小。我国地震台网要测定水平向面波震级MS和垂直向面波震级MSZ。测定MS使用基式（SK）中长周期地震仪器两水平向记录，测定MSZ使用763 长周期地震仪器垂直向记录。基式（SK）和763 地震仪拾震器的固有周期分别是12.5 s和15.0 s，记录4.5 级以上地震面波周期T＞3.0 s。对于较大远震，当震中距Δ＞20°时，记录面波的优势周期为20 s 左右。

（3）体波震级：可用短周期地震仪器测定，也可用中长周期地震仪器测定，适合表示不同震源深度远震的大小，尤其适用于表示中深源远震和地下核爆炸的大小。我国地震台网要测定短周期体波震级mb和中长周期体波震级mB。测定mb使用DD-1 短周期地震仪器记录，短周期体波的优势周期是1.0 s。测定mB使用基式（SK）中长周期地震仪器记录，中长周期体波周期为0.5—15.0 s，优势周期为5.0 s 左右。

地方性震级适合表示近震的大小，又称近震震级；面波震级和体波震级适合表示远震的大小，因此，面波震级和体波震级又称为远震震级。图2 为地震的类型和3 种常用震级及其适用范围。

图 2 地震类型与常用的3 种震级Fig. 2 Earthquake types and three commonly used magnitudes

在地震台网的日常工作中，除了上述3 种常用的震级以外，2000 年以后地震台网已把矩震级MW作为日常产出的首选震级，而在科学研究中使用的震级有近20 种。

震级是对各种震级的统称，而不具体指某一种类型的震级，用字母 “M” 表示。如果表示某一种类型的震级，要有下脚标，如地方性震级ML、面波震级MS、短周期体波震级mb、中长周期体波震级mB、矩震级MW，等等。如果把震级M只当成面波震级MS，或某一种类型的震级，那就太片面了。

3 为何使用多种震级

多种震级之所以能够长期并存，必然有其存在的科学性和必要性。地震是一种非常复杂的自然现象，而震级的测定方法又非常简单，用简单的方法解决复杂的问题，必然有其固有的局限性。任何一种传统的震级只能表示某一种类型地震的大小，而不能表示所有类型地震的大小。为了表示不同类型地震的大小，只能采用多种震级。

测定震级与听音乐会的原理一样，我们听到的歌声包括声音大小（振幅A）和音调（周期T）两个参数，我们欣赏音乐会，不只是听声音大小，而是欣赏演唱者音质，即声音大小（振幅A）随音调（周期T）的变化，由于不同演唱者的音域不同，可分为低音、中音和高音等多个声部。同样的道理，地震也有多种类型，不同类型的地震辐射地震波的频谱和优势周期T差别很大。按震中距来划分，可分为近震和远震；从震源深度来划分，可分为浅源地震、中源地震和深源地震。为了表示不同类型地震的大小，从而有了地方性震级、面波震级和体波震级等多种震级标度。

近震地震波的震相比较简单，主要包括P 波和S 波，其频率以高频成分为主，只能测定地方性震级；浅源远震的震相比较复杂，包括穿过地壳、地幔和地核的各种体波，以及沿地球表面或分界面传播的勒夫波、瑞利波和短周期面波等面波，可以测定体波震级和面波震级，其中面波是最明显的震相，用面波震级最适合表示浅源远震的大小；中深源远震和地下核爆，面波不发育，只能测定体波震级。

不同的震级表示的是震源辐射不同频率地震波能量的大小，这些震级都是重要的地震参数，是开展震源特征、不同地震之间的差异等方面研究的重要基础资料。地震学家利用不同震级之间的差别来认识各种震源特征。例如，利用体波震级和面波震级的比值mb/MS，可以有效地识别构造地震和地下核爆炸；具有走滑型震源机制的地震，震源辐射勒夫波振幅要比瑞利波的振幅大，使得水平向面波震级MS要比垂直向面波震级MSZ偏大；对于5.0 级以上地震，震源辐射的体波以中长周期为主，使得中长周期体波震级mB要比短周期体波震级mb偏大。

4 为何不能统一震级

地震的震源非常复杂，小地震的震源是一个点，而大地震的断层长度可达1000 km 以上，震源辐射地震波的频率范围很大，从100 Hz 的高频小地震，到大地震激发的0.0001 Hz（104s）的地球自由振荡，跨越约为7 个量级。不同类型地震辐射的地震波具有复杂的频谱结构，而每一种震级都是用一个特定频段地震波测定。因此，任何一种 “单一频率” 的震级都不能表示所有类型地震的大小，统一震级是不可能做到的。

1945 年，古登堡（Beno Gutenberg，1889—1960）曾经做过传统震级统一工作，他当时将地方性震级ML、面波震级MS和中长周期体波震级mB统一用m表示，因为当时他认为这3 种震级是等价的，称为 “统一震级” ，但是研究结果发现事实并非如此，只有6.5 级左右地震mB与MS才基本一致，对于其他的地震，不同震级之间都有差别，有时差别较大。古登堡[4-6]通过大量的研究工作得到的结论是：不可能使用一种震级表示所有不同类型地震的大小， “统一震级” 是不可能做到的。

1945 年以后，地震学家曾相信通过震级之间相互 “换算” ，实现 “统一震级” 。到了20 世纪70 年代，通过大量的工作，人们终于发现这种统一不可能实现。作为对 “统一震级” 努力的终结，德国的杜达教授[7]建议将地震分为 “蓝地震” （以高频为主的小震）和 “红地震” （以长周期为主的大震），这个分类标志着人类对地震认识的一次重要进步。这种进步的意义到了20 世纪80 年代得到了地震学家的普遍认同。宽频带数字化地震台网的建设与迅速发展，使得地震学家对地震的描述由 “单色” 变成 “彩色” 。20 世纪70 年代末，地震学家普遍认识到震级之间不能通过相互 “换算” 而实现统一。

大千世界，五彩缤纷。自然界存在各种各样的颜色，而对于某一具体的自然景观，颜色就会相对单一，例如沙漠是黄色，海洋是蓝色，雪山是白色，等等。如果研究某一具体的自然景观，就可以用单一颜色表示其特征，而用单一色彩去看整个世界，五彩缤纷的色彩就会消失，看到的将是一个颜色失真的世界。因此，颜色是不能统一的。 “红绿蓝” 被称为三原色光，三原色光模式又称 “RGB 颜色模型（RGB color model）” ，将红绿蓝三原色以不同的比例相加，就可以产生多种多样的颜色。

同样的道理，不同类型地震辐射地震波的优势频率不同，而对于某一种类型地震，其优势频率就会相对单一，用 “单一频率” 的震级就可以表示这类地震的大小。如果用 “单一频率” 的震级表示所有地震的大小，必然造成原震级信息的失真。因此，震级不能统一。地方性震级、面波震级和体波震级是3 种基本震级，用这3 种基本震级才能表示所有类型地震的大小。

5 为何震级之间不能转换

震级不但与地震波的振幅A有关，而且还与地震波的频率f（周期T）有关。在实际工作中，人们往往会注意震级与地震波的振幅A有关，却忽视震级与地震波周期T的关系。地震波优势周期T是区分不同类型地震的重要参数，不同的震级表示震源辐射不同频段地震波能量的大小，不同地震的频谱差别很大，如果按经验关系从一种震级转换到另一种震级，必然会产生震级的偏差。因此，在地震监测中，不同震级之间一律不允许相互转换。

地方性震级ML和面波震级MS是最常用的两个震级，测定ML所使用的S 波的优势频率f为1.0 Hz（优势周期T为1.0 s），测定MS所使用的面波的优势频率为0.05 Hz（优势周期T为20 s）。在进行地震活动性统计时，因小震没有MS，有人为了统一震级，按经验公式将ML转换成MS，这在形式上似乎统一，但得到的必然是失真的结果。从1979 年起，在以下3 本观测手册或教材中明确规定：在地震监测中，不同震级之间一律不允许相互转换。

5.1 《地震观测实践手册》（MSOP）

1979 年，为了规范全球的地震监测工作，世界数据中心（WDC）邀请苏格兰爱丁堡地质研究所威尔莫教授编写了《地震观测实践手册》（Manual of Seismological Observatory Practice，MSOP）[8]。国家地震局组织相关专家将该手册翻译成中文，由地震出版社出版。在该手册中明确指出： “从一种震级转换成另一种震级，必然造成原震级信息的损失（Transference of magnitude estimates from one scale to another involves the loss of some of the information which was contained in the original magnitudes）” 。从此以后，全球的地震监测遵循以下规则：不同震级标度之间一律不允许相互转换。在全球各个国家的地震监测工作中，无论是地震观测报告、地震目录列出的震级，还是对外发布的震级，均是实际测定的震级。

5.2 《新地震观测实践手册》（NMSOP）

2002 年，国际地震学与地球内部物理学协会（IASPEI）邀请德国地学研究中心的鲍曼（Peter Bormann）教授担任主编，重新编写了《新地震观测实践手册》（NMSOP）[9]，中国地震局组织相关专家将第一版翻译成中文，由地震出版社出版，2012 年又推出了第二版（NMSOP-2）。在该手册中进一步指出： “到目前为止，地震界仍有个别人在做 “统一震级” 工作，他们似乎还没有阅读或接触过相关的原始出版物，没有正确理解震级的意义，更不了解不同震级之间差别的涵义” ，并进一步明确不同震级之间不允许相互转换。

5.3 《地震震级的规定（GB17740-1999）宣贯教材》

1999 年，在许绍燮院士编写的《地震震级的规定（GB17740-1999）宣贯教材》[10]中明确指出： “深震和小震对社会的影响不大，它不属于本标准规定的目标范围。在个别特殊情况下（如首都圈等敏感区域发生有感的2 级、3 级小地震时），需要向社会公布本标准不能测得的地震震级M时，深震可用体波震级mb，小震可用地方性震级ML测定。在对社会公布时不再称地震震级M，而应称为相应的体波震级mb或地方性震级ML” 。因此，在1999 年发布的震级国家标准中，不允许采用震级转换的方式对外发布地震的震级。

美国地质调查局（USGS）于2002 年发布 “美国地质调查局地震震级的测定与发布管理条例” （USGS Earthquake Magnitude Policy）[11]，该规定从2002 年1 月18 日起执行。在该条例中明确规定，测定的震级一律不允许相互转换，并把矩震级MW作为对外发布的首选震级。

但在某些实际工作中，有时会根据需求给出不同震级之间的经验关系，这些经验关系只能给出不同震级之间的总体变化趋势，是一种统计意义上的经验关系。对于任何地震个体，转换后的震级值已不是原震级的本来意义，不能反映地震个体的特性。例如，mb/MS是区分天然地震与地下核爆炸的重要判据，如果MS是用经验关系从MW、mB或mb转换的，那就没有任何鉴别意义了。

6 震级之间的对接关系

几十年来，震级在全球各个国家得到了普遍的应用，目前已经构成了由多种震级组成的震级标度体系。不同震级之间不是相互独立，而是相互对接，相互传承。

1935 年，里克特提出了震级的概念，并给出了地方性震级ML的测定方法，ML适合表示近震的大小，不能表示远震的大小。

1945 年，古登堡将测定地方性震级ML的方法推广到远震，提出了面波震级MS标度。MS是与ML对接的震级，适合表示浅源远震地震的大小，MS是ML在远震的延续，弥补了ML无法测定远震大小的不足。而对于中源地震和深源地震，面波不发育，无法测定面波震级。

1945 年，古登堡提出了体波震级mB标度。体波震级mB是与地方性震级ML对接的震级，适合表示不同震源深度的地震和地下核爆炸的大小，弥补了地方性震级ML无法用于远震的不足，弥补了面波震级MS无法用于中源地震、深源地震和地下核爆炸的不足。

地方性震级ML、面波震级MS和体波震级mB构成了传统震级体系的基本框架。在这3 种基本震级的基础上，各国的地震学家针对不同区域、不同地震仪器和不同需求，又提出了一些新的震级，这些新震级都是与上述3 种基本震级对接的震级。例如：持续时间震级Md是与ML对接的震级；日本震级MJ是与MS对接的震级，并与古登堡的面波震级做过很好的校准；宽频带面波震级MS(BB)是与MS对接的震级；宽频带体波震级mB(BB)是与mB对接的震级，等等。

1977 年，金森博雄提出了矩震级MW标度，1995年乔伊和博特赖特提出了能量震级Me标度。实际上，MW和Me都是与面波震级MS对接的震级，当面波震级MS没有达到震级饱和时，MW、Me与MS基本一致，当面波震级MS达到震级饱和时，MW和Me是MS的延续。

经过几十年的发展，震级标度已经形成了一个完整的体系。图3 给出了震级标度体系与震级之间的传承关系，可以看出不同震级之间的传承关系，就像一个家族的家谱一样，后面的震级都可以溯源到1935 年的地方性震级ML。

图 3 震级标度体系与震级之间的传承关系Fig. 3 Magnitude scale system and inheritance relationship between magnitudes

7 传统震级与现代震级

根据震级的测定方法划分，震级可以分为传统震级和现代震级两类。

7.1 传统震级

传统震级（traditional magnitude）是用 “单一频率” 地震波（P 波、S 波或面波）的振幅A和周期T测定的震级，包括地方性震级ML、面波震级MS、宽频带面波震级MS(BB)、短周期体波震级mb、中长周期体波震级mB、宽频带体波震级mB(BB)等。

传统震级最显著的优点就是测定方法简单，最明显的缺点是： ① 其适用范围的局限性，不能做到统一震级； ② 具有 “震级饱和” 现象。由于不同国家的地震台网孔径不同，使用的地震仪器也不同，测定同一震级所使用台站的震中距范围也有所差别。美国国家地震信息中心（NEIC）、国际地震中心（ISC）只使用震中距在20°—160°范围内的远震面波测定面波震级，只使用震中距在20°—170°范围内的远震P 波、PP 波测定体波震级。而在我国和苏联、捷克斯洛伐克等一些东欧国家除了使用远震资料，也使用近震资料测定面波震级和体波震级。我国地震学家根据我国地震活动特点和地震波衰减特性，已经建立了适合我国实际情况的震级标准体系。2017 年国家质量监督检验检疫总局、国家标准化管理委员会发布新修订的震级国家标准《地震震级的规定》（GB17740-2017），新标准规定使用1000 km 以内的S 波（或Lg 波）测定地方性震级ML，使用2°＜Δ＜130°的面波测定面波震级MS，使用2°＜Δ＜160°的面波测定宽频带面波震级MS(BB)，使用5°＜Δ＜100°的体波测定短周期体波震级mb和宽频带体波震级mB(BB)[12]。对于很多近震我们也要测定MS、MS(BB)、mb或mB(BB)。因此，在我国，地方性震级ML适合表示4.5 级以下浅源地震的大小，宽频带面波震级MS(BB)适合表示4.5 级以上浅源地震的大小，短周期体波震级mb或宽频带体波震级mB(BB)适合表示浅源、中源和深源等不同震源深度地震的大小。

7.2 现代震级

现代震级（modern magnitude）是用断层破裂面的面积S、断层平均位错量、震源辐射地震波能量ES等震源物理参数测定的震级，包括矩震级MW和能量震级Me。

现代震级使用震源物理参数测定的震级，用一种震级就可以表示所有类型地震的大小，可以做到统一震级，并且没有 “震级饱和” 现象。矩震级MW和能量震级Me表示的是震源的不同特性，MW反映震源静态特征，是描述地震 “零频” 运动的物理量，在构造动力学研究中具有重要意义；Me反映震源动态特征，是描述地震辐射地震波总效应的物理量，在工程地震学研究中具有重要意义。

7.3 现代震级与传统震级的关系

近年来，已有越来越多的地震台网测定矩震级MW，能够测定能量震级Me的地震台网还不多。在实际工作中，往往需要进行现代震级与传统震级的分析对比工作，从理论上讲，矩震级MW与传统震级有以下关系[13]：

（1）对于4.5 级以下浅源地震，MW与ML最为接近；

（2）对于4.5 级以上浅源地震，MW与MS(BB)最为接近；

（3）对于中源地震、深源地震，MW与mb或mB(BB)最为接近。

鲍曼和刘瑞丰[13-14]已经用几十年的观测资料证明了上述关系，并得到了IASPEI 震级测定专家组的认可。

8 为何不同震级有差别

对于4.5 级以上浅源地震，在地震目录中一个地震可能会列出ML、MS、MS(BB)、mb、mB(BB)等多个震级，并且不同震级存在差别，有时相差会达到0.8级。其主要原因有震级对接产生的偏差和震相及周期产生的偏差两个方面。

8.1 震级对接产生的偏差

震级的计算公式都是经验公式，在震级的计算公式中都有几个常数，这些常数的确定都是通过新震级标度与已有震级标度对接得到的，确保新旧震级的系统性。然而，在对接的过程中，使用的是一定范围的地震资料，从而使得在这个范围内新旧震级基本一样，而在其他范围，新旧震级之间会有一定的差别。

古登堡在做面波震级MS与地方性震级ML的对接中，使用的是MS4.5—6.0 之间的地震资料，从而使得在4.5—6.0 范围内MS与ML基本一致，而对于6.0 级以上地震MS与ML会有差别。古登堡在做体波震级mB与面波震级MS的对接中，使用的是mB6.0—8.0 之间的地震资料，大部分地震6.5—7.0，使得在6.5—7.0 之间，mB与MS基本一致，而在其他范围，mB与MS会有差别。

8.2 震相及周期产生的偏差

测定传统震级要使用不同震相的振幅A和周期T，由于所使用地震波的震相不同、周期不同，使得同一地震不同震级之间存在差别，这样的差别反映的是震源辐射不同频段地震能量的差异。表1 是我国地震台网测定的传统震级所使用的震相、地震波周期、震中距、饱和震级等基本参数。

表 1 我国地震台网测定传统震级的基本参数Table 1 The basic parameters for measuring traditional magnitudes by China’s seismic network

测定地方性震级ML使用S 波的优势周期是1.0 s；测定面波震级MS使用面波的优势周期是20 s；测定中长周期体波震级mB使用体波优势周期是5 s；测定短周期体波震级mb使用体波的优势周期是1 s。

测定ML、mb、mB和MS时，要将宽频带记录仿真成窄频带的DD-1 短周期或基式（SK）中长周期记录，记录的地震波有明显的优势周期。而MS(BB)和mB(BB)都是在原始宽频带记录上直接测定，使用地震波的频带较宽，无明显的优势周期。同时也可以看出，饱和震级与测定震级所使用地震波的优势周期有关，优势周期越小，饱和震级越小；优势周期越大，饱和震级也越大。

9 多种震级优势互补

在地震台网的日常工作中，多种震级标度会长期并存，优势互补。

传统震级测定方法简单，地方性震级ML、面波震级MS、宽频带面波震级MS(BB)、短周期体波震级mb、宽频带体波震级mB(BB)都是重要的地震参数，适合地震台网每天分析大量地震的日常工作需要。

矩震级MW和能量震级Me的测定方法相对复杂，MW和Me适用于所有类型的地震，但有时在很短的时间内不能测定出准确的结果。近年来，随着数字地震学的发展，很多地震台网都可以测定矩震级MW，能量震级Me的测定工作尚属起步阶段。

在地震台网的日常工作中，对于5.0 级以上地震可以快速测定矩震级MW，而对于5.0 级以下地震，由于地震记录的信噪比较低，再加上速度模型的问题，使得测定MW的结果偏差较大。这样在地震速报时仍需要用传统震级对外发布。

10 如何做到 “一个地震只有一个震级”

在地震活动性分析、地震预报等一些实际工作中，人们通常认为 “一个地震只有一个震级” ，多种震级会给一些具体的工作带来诸多不便。实际工作需要大量的地震资料，有近震，也有远震；有浅源地震，也有中源地震和深源地震。在地震目录中一个地震有时会列出多个震级。如何在多个震级中确定一个震级？这是人们普遍关心的问题。

10.1 “震级优选” 方法

小地震的震源是一个点源，适合用近场资料测定其大小。因此，对于小地震用地方性震级就可以表示其大小。大地震的震源有一定尺度，用近场资料和远场资料都可以测定其大小，但是用近场资料只能观测到震源的局部特征，不能完整地表示震源特性，而用远场资料就可以有效地减小震源尺度的影响，能够客观地表示震源特性。因此，对于浅源大震，适合用远场的面波震级表示其大小；对于中深源大震和地下核爆炸，适合用体波震级表示其大小。

在地震目录中，对于较大的地震会列出多个震级，其中总有一个震级最适合表示这种类型地震的大小。 “一个地震只用一个震级，并不是所有地震只用一种震级” 。国际上普遍采用 “震级优选” 的方法从多个震级中优选出一个震级，优选的方法为： ① 矩震级作为首选； ② 如果没有矩震级，按面波震级、体波震级、地方性震级的顺序选择一个震级。

矩震级是与面波震级对接的震级，如果没有矩震级，有面波震级，说明是一个较大的浅源地震，则选择面波震级；如果既没有矩震级，也没有面波震级，有体波震级，说明是中深源地震或地下核爆炸，则选择体波震级；如果只有地方性震级，说明是一个小地震，只能选择地方性震级。

1980 年以前，人们曾试图通过震级 “转换” 的方式实现一个地震只用一个震级，但是后来发现这种转换的震级偏差较大，并且震级的转换公式很多，差异很大，无法统一。从此以后，国际上普遍采用 “震级优选” 的方法实现一个地震只用一个震级。

图4 是美国地质调查局（USGS）对外发布的2021年12 月29—30 日的地震信息，图中从左到右依次是震级、地震参考地点与震中分布（https://earthquake.usgs.gov/）。每个地震可能有多个震级，但向社会公众发布地震信息时，一个地震只优选一个震级，红色框内就是对外发布的震级，对外称为震级M。

对于专业人员开展研究工作时，可以点击左下角的 “Download” 按钮下载地震目录，显示的页面如图5 所示。显示的地震目录包括：发震时刻、震中经度和纬度、震源深度、震级（mag）、震级类型（mag-Type）等信息。对于4.5 级以下的地震，USGS 一般使用的是地方性震级ML；对于震源深度大于60 km 的中深源地震，优选短周期体波震级mb。而对于大于4.5 级的地震，优选矩震级MW。经过多年的实际工作，对于较大的地震，USGS 可以快速测定MW，因而很少发布面波震级MS。如果不能及时测定MW，则发布MS。

图 4 USGS 对外发布的震级Fig. 4 Magnitude released by USGS

图 5 USGS 的震级优选及震级类型Fig. 5 Magnitude optimization and magnitude type by USGS

10.2 优选震级的表示方法

采用 “震级优选” 方法确定的震级用 “M” 表示，称为 “地震震级” 或 “震级” ，而不必说明震级的类型。

我国地震台网测定面波震级和体波震级所使用的震中距Δ、地震波周期T与USGS 有所不用，根据国家标准《地震震级的规定》（GB17740—2017）的规定：如果一个地震只用一个震级，对于较小的地震，M是地方性震级ML；对于较大的浅源地震，M是宽频带面波震级MS(BB)；对于中源地震、深源地震和地下核爆炸，M是短周期体波震级mb或宽频带体波震级mB(BB)；如果有矩震级，M是矩震级MW。

在地震学研究和地震监测中，采用的是多种震级。而对外向新闻媒体、社会公众、政府机关发布地震的震级时，一个地震只使用一个震级，即使用 “震级M” ，而不给出震级的类型。

11 震级标度的检验

由于存在多种震级，而在开展地震活动性分析等方面研究工作时，一个地震只用一个震级，该震级要采用 “震级优选” 的方法来选择。该震级选择的是否科学、合理，就要用G-R 关系检验。某一构造区域，如果在一定时间内发生不同震级的地震的震级与频度满足G-R 关系，说明所选择的震级没有问题。

地震频度（seismic frequency）是指一定时空范围内，单位时间所发生的地震活动次数。地震频度是地震活动性的标志之一。震级—频度关系（earthquakefrequency relation）是指不同震级与相对应的地震个数之间的关系。

1939 年，日本地震学家石本和饭田在对东京地区的地震活动分析中发现，震源距大致相等的地震，其最大振幅A与地震发生频度N有关。1941 年，古登堡和里克特[15]在《全球地震活动性》一书中指出全球的地震发生频度N与震级M有关。1954 年，古登堡和里克特[16]在《全球地震活动性及其相关现象》一书中，根据1899—1952 年全球强震活动的仪器记录资料，系统地研究了全球强震活动的时空分布特征，划分出了全球主要地震带，研究了主要地震带的活动特征，以及地球物理、地震地质和地球动力学等方面的问题。研究结果表明，全球或一个地震区内的震级和地震频度之间满足如下关系：

式中，N是大于等于震级M的地震个数；a、b是常数，但对于不同的地区有不同的值，a表示研究区域地震总体活动水平，b表示研究区域大小地震之间的比例关系。这就是著名的古登堡—里克特（G-R）震级—频度关系式，简称G-R 关系，其中b值的变化是用来判断震情是否异常的重要参数。后来，G-R 关系在全球很多地区得到了应用，在实际应用中很多地震学家发现震级—频度分布曲线在小震级和大震级的两端呈现向内和向下弯曲的特征，但是无论如何，震级—频度曲线的中间部分，都可以用G-R 关系给予很好的近似[17]。

b值（bvalue）是一个反应不同震级与频度之间关系的量。b值越大表示大地震的数量偏少，而小地震数量偏多。

b值的物理含义是岩石在破裂过程中大小破裂的比例关系。b值与一个地区的构造特征有着密切的关系，与地震发生的物理机制与震源周围介质特性有关，反映了某一地区在某一时间范围内不同震级之间地震的相对分布关系。b值通常是由地震目录统计得到，可用来估算不同震级地震重复发生的时间间隔，对地震活动性分析、地震构造研究以及地震危险性评估具有重要意义。

研究表明，中国大陆每年发生5.0 级以上地震约20 次，中国大陆的b值约为0.9。由此可以得出，中国大陆每年发生4.0 级以上地震在190 次左右，发生3.0 级以上地震在1600 次左右。众所周知，小震无面波，对于没有面波的小地震，有人却将ML转换成MS，给出的是面波震级MS，严重违背了地震学最基本的常识，使得中国大陆每年发生3.0 级以上地震只有540 次左右，少了近1100 次地震，从而造成地震活动偏低的假象。对于没有面波的小地震，怎么会有面波震级？这样的面波震级MS是虚假信息，会对社会公众造成严重的误导，对地震学研究产生严重的后果。

结束语

由于地震的复杂性，不同类型的震源特性差别很大，要准确测定不同类型地震的大小并不是一件容易的事，震级的巧妙之处就在于采用多种震级标度，量度不同类型地震的大小，用简单的方法解决了地震定量这一困扰地震学几十年的难题。震级概念的提出，第一次把地震大小变成了可测量、可相互比较的量，使地震学成为一门定量的科学。

很多人对采用多种震级不理解，甚至会认为多种震级很乱。只有掌握了震级的测定原理，才能理解多种震级的巧妙之处；只有这样才能准确测定震级，才能正确使用震级。