地震震级是地震释放能量的定量表示，一次地震只能有一个震级，但由于有四种不同的震级表达方式：里氏震级，面波震级，体波震级和矩震级。使震级的表示趋于复杂。下图是四种震级的发展变化趋势。

震级的分类和地震波的形式密切相关，下面是对地震波内容的回顾和分类。

四种地震波的震动形式如下图所示。

 

 1. 里氏震级M_L （Richter magnitude scale），亦称近震震级（local magnitude,）。

由距离震中100千米处观测点地震仪，记录周期约为1s的面波最大振幅来确定的地震震级。

1935年由两位来自美国加州理工学院的地震学家里克特Richter和古腾堡Gutenberg共同制定的。

震级相差1代表振幅相差10倍，而所释出的能量则相差约32倍。

受使用的伍德-安德森扭力式地震仪（Wood-Anderson torsion seismometer）的限制，近震震级M_L若大于6.8级或观测点的震中距超过约600千米便不适用。

伍德-安德森扭力式地震仪

 

2.面波震级Ms（Surface wave magnitude ）由传播于地球表层，周期约为20秒的的瑞里波（Rayleigh wave）的振幅来确定。

1945年，地震学家古登堡发明了面波震级。可以远距离记录地震，这就弥补了里氏震级的不足。

面波震级目前是中华人民共和国分类地震国家标准采用的震级。

 

3.体波震级mB（Body wave magnitude）利用周期为0.5~15秒体波中的P波的振幅以计算地震的震级,

P波意指（primary wave）或是压力波（pressure wave）。

在所有地震波中，P波传递速度最快。

因此发生地震时，P波最早抵达测站，并被地震仪纪录下来，是确定远距离地震震级最快的方式。

这也是P波名称的由来。

下图以地震波震动曲线的形式显示了地震波传播的速度。

 

下图展示了震源处到地震台三种波的传播速度。

上述三种震级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 是根据多年来大量实测资料得出的规律，当地震能量达到一定程度后，会出现震级饱和现象，即随着地震波能量的增加，相应的震级大小却不会增加。

不同震级标度，出现震级饱和的情况各不相同。如近震震级M_L在7.0级后出现饱和现象，体波震级mB在8.0级后出现饱和现象，面波震级M_S在8.5后出现饱和现象。

到了20世纪中后期，地震学者普遍认为这些传统的地震震级表示方法已经过时，转而采用物理含义更为丰富，更能直接反应地震过程物理实质的表示方法即矩震级。

 

4.矩震级 M_W（Moment magnitude），矩震级由地震矩（M₀）通过公式导出，地震矩（M₀）由断层剪切模量，断层面面积，断层滑移量求得。加州理工学院的金森博雄教授于1977年提出。

下图展示了地震矩和矩阵级的计算图示和公式。

矩震级的优点在于它不会像近震震级那样容易饱和。亦即，大于某震级的所有地震震级都相同的情况不会发生。

地震矩规模能更仔细的描述地震的物理特性，如地层错动的规模和地震的能量等。

因此，矩震级已经取代近震震级成为世界地震学家估算大规模地震时最常用的标度。美国地质勘探局（USGS）采用矩震级来定量表示地震能量，但对规模小于3.5级的地震不使用矩震级。

矩 震级真正反映了地震释放的总能量。

其它几种震级只是抓住某一种地震波的最大振幅来标征地震能量的大小，它们与地震波能量大小的关系只是一种统计关系。而地震波能量也只是地震释放总能量的一部分。

 

5. 震级的应用

体波传播速度最快，体波震级mB通常是最先计算出来的震级，较常用于地震速报。但由于mB会在八级左右饱和，对较大的地震并非最为适合。

面波传播速度较慢，面波震级Ms往往在地震发生后数十分钟方能计算出来。但面波震级的饱和点较高（8.6级），可用于较大地震。比较适用于从远处（震中距大于1000km）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，因此通常所说的里氏震级就是面波震级，

矩震级不会饱和，理论上是量度特大地震的较佳工具，但要准确计算却要花费比前两者更长的时间。