里氏震级

里氏震级(米_l）的定量测量地震美国地震学家于1935年设计了震级(大小)查尔斯·f·里希特而且朔古腾堡。地震的震级是用对数的振幅(高度)最大的地震波校准以a为刻度地震仪。虽然现代科学实践已经用其他更精确的震级取代了原来的里氏震级，但在地震严重程度的新闻报道中，里氏震级仍然经常被错误地提到，认为它是测量地震的对数震级的总称。

里氏震级最初被设计用来测量中等规模地震(即3级到7级)的震级，方法是指定一个数字，使一个地震的震级可以与另一个地震的震级进行比较。该震级是为发生在南加州的地震而开发的，这些地震是用伍德-安德森地震仪记录的的核心少于600人公里(距离地震仪位置373英里)。然而，现在的地震仪可以经过校准来计算里氏震级，现代测量地震震级的方法已经发展起来，其结果与用里氏震级测量的结果保持一致。

方法

在最初的里氏震级上，当时可测量的最小地震被分配值在地震仪上接近于零。因为现代地震仪可以探测到地震波即使比最初选定的0级地震还要小，也有可能测量出里氏震级为负的地震。震级每增加一个单位，地震的震级就增加10倍。换句话说，里氏震级上的数字与公制(以10为基数)成正比。对数最大波振幅。每增加一个单位也意味着大约31倍多的释放能源比磅秤上的前一个整数所代表的要大。(也就是说，5.0级地震释放的能量是4.0级地震的31倍。)理论上，里氏震级没有上限，但在实践中，没有一次地震的震级超过8.6级。(这是里氏震级1960年智利地震。这次事件的矩震级测量为9.5)。

对于6.5级或以上的地震，用里氏震级方法被证明是不可靠的。震级的计算取决于地震是局部的，也取决于使用一种特定类型的地震仪。此外，里氏震级不能用来计算地震释放的总能量，也不能描述地震造成的破坏程度。由于地震仪施加的限制和对测量单个峰值振幅的重视，里氏震级低估了超过6.5级地震释放的能量，因为测量非常大的地震波后计算出的值往往会聚集在一起，或“饱和”，彼此靠近。

修正里氏震级

的缺点固有的在最初的里氏震级中产生了由里氏和古腾堡开发的改进里氏震级。在最初的里氏震级建立之后的几十年里，他们发展了体波震级(米_b它可以计算在地球内部传播的一级地震波(P)和二级地震波(S)的震级表面波震级(米_年代，它可以计算洛夫波和瑞利波的大小地球的表面)。尽管这两种比例尺继续使用地震仪和波峰振幅，但它们成为了计算除最大地震外所有地震能量的相对可靠的方法。地表波震级在两次地震之间也没有距离限制震中地震仪的位置和体波震级范围约为1000公里(620英里)，被认为足够精确，可以测量东部发生的少数相对较小的地震北美。然而，这两种震级在测量8级以上地震时都出现了饱和现象。

矩量程

的力矩大小（米_W或米)，由日本地震学家于20世纪70年代末提出Hiroo Kanamori说美国地震学家托马斯·汉克斯，成为最受欢迎的地震震级测量方法在世界范围内在20世纪末21世纪初。它被设计用来更准确地测量地震释放的总能量。该尺度在计算中放弃了波峰振幅的使用，而是专注于计算地震的地震矩(米₀)即断层在其整个表面上的位移乘以用于移动断层的力。由于矩震级尺度不受里氏过程的限制，它避免了饱和问题，因此被用于确定最大地震的震级。然而，矩震级计算继续使用对数刻度来表示地震的震级，这使得它的结果与8级以下的其他震级相比更有利。

里氏震级

地震的里氏震级列在表格中。