地震度量是用來表徵地震強弱的量度，是地震的基本參數之一，也是地震預報和其他有關地震學研究中的一個重要參數[1]。
地震學家常用兩種形式不同，但重要程度一樣的地震度量來計算地震嚴重程度。震級度量是用來計算地震的力量或能量，而烈度度量則是用來計算在地表上某一點的震動強度。
發展歷史
自從現代地震學形成以來，地震學家一直沿用地震烈度來度量地震的破壞後果和破壞程度[2]。不過，人類能夠利用地震計記錄到的地震波形反演地震震源參數只有幾十年而已[3]。由於缺乏地震觀測儀器，人類早期對地震的考察只能採用宏觀調查的方式。1564年，意大利地圖繪製者賈科莫·加斯塔爾第在地圖上用各種顏色標註濱海阿爾卑斯地震影響和破壞程度不同的地區，這是地震烈度概念和烈度分布圖的雛形[4]。後人借鑑並改進了他的做法，規定了評定烈度的宏觀破壞現象及烈度評定方法，稱之為地震烈度表[1]。但初期的烈度表常常是為了調查某一次地震事件用的，很簡單也不統一[5]。
17世紀和18世紀，烈度曾以四度劃分。1810年出現了按照10度劃分的烈度表[1]。到了19世紀後期，意大利的羅西（M. S. de Rossi）和瑞士的福雷爾（F. A. Forel）在同一時期的研究結果很相似，於1883年聯合發表了他們的烈度表，這是第一張有使用價值的地震烈度表，也是第一個得到廣泛運用的羅西–福雷爾地震烈度表（R-F）[5]。德國人西伯格（A. Sieberg）對該烈度表進行了補充和改進，並用坎卡尼絕對烈度表的數據，每度配以地震影響作用力，以加速度來表示，編織成當時最完備的12度烈度表，簡稱為西伯格地震烈度表[6]。至1923年，形成了麥加利－坎卡尼－西伯格烈度表，簡稱為MCS烈度表[1]。
世界各國大多根據實際情況對烈度表進行適當修改。1931年，美國人伍德（H. O. Wood）和紐曼（F. Newman）針對美國等實際情況，歸納了少量的典型宏觀現象簡化了描述，提出了修訂麥加利地震烈度表。該烈度表經過修改，而後在美國等國家廣泛使用[1]。1952年，蘇聯地震學家梅德韋傑夫對MCS烈度表進行了改進，並採用彈性球面擺的最大相對位移作為烈度參考指標，編制了烈度表，於1953年採用。1964年，梅德韋傑夫又和德國人施蓬霍伊爾（W. Sponheuer）、捷克人卡爾尼克（V. Karnik）共同編制了梅德韋傑夫·施蓬霍伊爾·卡爾尼克地震烈度表，簡稱為MSK烈度表，後受到歐洲地震委員會推薦使用。日本和台灣都是直接採用地震動參數與烈度的定量關係，得到儀器烈度分布圖，但兩者度量標準略有不同[7]。中國大陸為了制定衡量建築物破壞的量化參考指標，引入了震害指數這一概念[1]。
要求以一個統一的標度來度量地震大小，是現代地震學研究中的重要問題。無論是對地震災害的評定、地震預測的研究，還是作為基礎研究的地震震源參數測定，都應當有一個均一的標度來表述地震規模[8]。1935年，美國地震學家查爾斯·弗朗西斯·里克特在研究南加州地震時提出了近震震級標度，也就是里氏地震強度表[1]。近震震級的發明是受到了日本氣象學家和達清夫的啟發。在此之前，地震的強度只是被相對測量，也就是測量地殼在某地的振動強弱[9]。雖然這種定義任意性較大，但使用起來卻很方便[1]。十年之後，即1945年，德國地震學家賓諾·古登堡提出了面波震級。對於較大的破壞性地震，幾乎都是以面波震級標度來測定地震的大小[10]。同年，古登堡又根據淺源地震的P波、PP波和S波引進了體波震級標度[11]。
以上三種標度，實質上都屬於里克特－古登堡震級系統，也就是里氏震級系統。其他震級標度都是以此為基礎發展起來的[1]。由於不同度量測量的方法不同，使用的儀器也不同，因此在地震台網的震級測定中，不同的震級之間一律不進行換算。但在地震活動性分析，特別是在地震預測研究中，通常使用經驗公式將不同的震級換算成統一的一種震級[12]。1967年，蘇黎世舉行的國際地震學和地球內部物理學（IASPEI）大會向全世界推薦了體波震級和面波震級的測定公式，後來許多國家和國際上的地震機構都採用了所推薦的公式[1]。但由於歷史原因，包括中國在內的有些國家直至現在也沒有採用推薦公式，致使測定的面波震級比國際上的地震機構測定的震級系統偏高0.2級[13]。
1977年，美國加州理工學院的地震學家金森博雄教授制定了矩震級度量[14]。不過當時的矩震級度量並不完善，金森博雄定義的地震矩僅適用於Ms＞7.5巨大地震的大小。直至1979年，漢克斯等人把矩震級和地震矩的定標關係擴展至Ms＜7.5和ML≥3.0的地震。2004年，金森博雄等人在研究地震成核問題時，認為最小地震為MW＝-1，實際上是把矩震級和地震矩的定標關係進一步擴展至了微小地震[15]。由於矩震級度量不會出現震級飽和現象，故被認為是一種適合快速測定大地震震級的方法[16]。
有些地震度量會因運用範圍不同而誕生或變化，如日本氣象廳地震規模。1954年起，日本氣象廳開始適用坪井公式進行震級計算。為了將計算範圍拓展至震源深度超過60千米的地震，日本氣象廳於1964年引入了勝又公式。為了計算連一起都測不出位移振幅的小震，日本氣象廳還引入了採用高靈敏度速度型地震計垂直分量最大速度振幅的EMT公式。以1993年北海道西南近海地震為契機，為提升海嘯警報發布效率，1994年至1995年，日本氣象廳對被稱為「海嘯地震早期監測網」的地震觀測網進行了調整，叫做「新地震觀測網」。2001年，為了解決現有公式的適用範圍有局限性的問題，日本氣象廳設立了以東京大學阿部勝征教授為主席的氣象廳震級研討委員會，着重對監測網調整後地震計特性和場地特性所起的變化進行了詳細調查。從2003年9月開始，日本氣象廳開始使用新方法計算震級[17][18]。
烈度度量
地震會以震級度量和烈度度量來衡量其嚴重程度，而這兩個術語很易被誤解為同一種度量衡[19]。雖然震級度量和烈度度量並不相同，這些度量之間仍存在一定的關係。震級度量是計算地震間接釋放的能量，並通常會以阿拉伯數字顯示程度。而烈度度量則顯示地震的潛在能力，以及其到達地表時對人類、動物、植物、建築物和天然架構，如水體。烈度度量在個別國家和地區會以羅馬數字顯示其嚴重程度。理論上來說地震的嚴重程度能只以震級度量顯示，但在實際情況下，地震的嚴重程度須同時顯示烈度度量，因為地震會因不同因素影響其震度，例如震央的距離和地震地區的泥土質素。在建築進行抗震設防時，一般是按照烈度來設防，而不是震級[20]。
| 烈度度量 | 使用國家或地區 |
|---|---|
| 麥加利地震烈度表（MMI） | 美國[21]、韓國、香港[22]、澳門[23]等 |
| 梅德韋傑夫·施蓬霍伊爾·卡爾尼克地震烈度表（MSK-64） | 印度、以色列、俄羅斯、哈薩克斯坦等 |
| 歐洲地震烈度表（EMS-98） | 歐盟[24] |
| 中國地震烈度表（CSIS） （GB/T 17742-2008） | 中華人民共和國、朝鮮 |
| 菲律賓火山地震研究所地震烈度表（PEIS） | 菲律賓 |
| 日本氣象廳震度等級 （JMA） | 日本 |
| 交通部中央氣象署地震震度分級（CWASIS） | 中華民國（台澎金馬） |
震級度量
近震震級，通稱黎克特制地震震級，以ML表示，是用來計算地震的力量或能量。通過計算地震波最大振幅的常用對數來測量出地震的強度。[25]
面波震級Ms是根據測量主要傳播於地球表層的面波而制定的震級度量。
體波震級mb是賓諾·古登堡於1945年提出的震級度量，根據遠震的P波、PP波和S波進行測定。其中，體波震級又分為由短周期地震儀測定的體波震級mb和由中長周期地震儀測定的體波震級mB，有時也將體波震級寫成m並稱之為統一震級[26]。
矩震級以Mw表示。因為黎克特制地震震級有不少漏洞，因此地震學家托馬斯·C·漢克斯和金森博雄於1977年推出了一個新的，擴充的度量，此度量稱為矩震級。矩震級是記錄地震強度的標度。矩震級能提供比黎克特制地震震級更精確的計算，尤其對大型地震作出極精準的計算。這是因為矩震級的概念源自物理學中的力矩，矩震級以力矩的原理找出地震大小、斷層移動的幅度，以及其釋放出來的能量，因此精確度比黎克特制地震震級提升不少。
能量震級常用Me表示。能量震級同其他地震規模一樣，是用來表徵地震強弱的量度[1]。能量震級與明確定義的震源物理參數，即輻射的地震能量（Es）有關。地震以地震波形式輻射的能量主要集中在震源譜的拐角頻率周圍，因此能量震級比矩震級更適合用於描述地震的潛在破壞性[27][28]。
地震持續時間震級縮寫為MD。用記錄振動持續時間測定震級，比用最大振幅測定震級能更好地符合實際情況。例如，對於限幅不太明顯的地震，用最大振幅法測得的震級顯然偏小，而用振動持續時間來測量震級卻是比較可靠的[29]。
地幔波震級常用Mm表示，同其他地震規模一樣，都是用來表徵地震強弱的量度[30]。地幔波震級的概念最先由布龍（Brune）等學者於1967年左右引進至地震學中[31]。
參考文獻
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