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。

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。規模度量是用來計算地震的力量或能量，而震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

震度度量

自從現代地震學形成以來，地震學家一直沿用地震震度來度量地震的破壞後果和破壞程度。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。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，義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，這是地震震度概念和震度分布圖的雛形。後人借鑑並改進了他的做法，規定了評定震度的宏觀破壞現象及震度評定方法，稱之為地震震度表。但初期的震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。

17 世紀和 18 世紀，震度曾以四度劃分。1810 年出現了按照 10 度劃分的震度表。到了 19 世紀後期，義大利的羅西（M. S. de Rossi）和瑞士的福瑞（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震度表，這是第一張有使用價值的地震震度表，也是第一個得到廣泛運用的羅西 - 福瑞震度分級（R-F）。德國人希耶伯格（A. Sieberg）對該震度表進行了補充和改進，並用坎加尼絕對震度表的數據，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 度震度表，簡稱為希耶伯格地震震度表。至 1923 年，形成了麥卡利－坎加尼－希耶伯格震度表，簡稱為 MCS 震度表。

世界各國大多根據實際情況對震度表進行適當修改。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，提出了修訂麥卡利震度分級。該震度表經過修改，而後在美國等國家廣泛使用。1952 年，蘇聯地震學家梅德韋傑夫對 MCS 震度表進行了改進，並採用彈性球面擺的最大相對位移作為震度參考指標，編制了震度表，於 1953 年採用。1964 年，梅德韋傑夫又和德國人史邦豪雅（W. Sponheuer）、捷克人卡尼克（V. Karnik）共同編制了梅德韋傑夫・史邦豪雅・卡尼克震度分級，簡稱為 MSK 震度表，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震度的定量關係，得到儀器震度分布圖，但兩者度量標準略有不同。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。

規模度量

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。1935 年，美國地震學家查爾斯・弗朗西斯・芮克特在研究南加州地震時提出了近震規模標度，也就是芮氏地震強度表。近震規模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。雖然這種定義任意性較大，但使用起來卻很方便。十年之後，即 1945 年，德國地震學家賓諾・古登堡提出了表面波規模。對於較大的破壞性地震，幾乎都是以表面波規模標度來測定地震的大小。同年，古登堡又根據淺源地震的 P 波、PP 波和 S 波引進了體波規模標度。

以上三種標度，實質上都屬於芮克特－古登堡規模系統，也就是芮氏規模系統。其他規模標度都是以此為基礎發展起來的。由於不同度量測量的方法不同，使用的儀器也不同，因此在地震台網的規模測定中，不同的規模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規模換算成統一的一種規模。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規模和表面波規模的測定公式，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。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，致使測定的表面波規模比國際上的地震機構測定的規模系統偏高 0.2。

1977 年，美國加州理工學院的地震學家金森博雄教授制定了地震矩規模度量。不過當時的地震矩規模度量並不完善，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，漢克斯等人把地震矩規模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，實際上是把地震矩規模和地震矩的定標關係進一步擴展至了微小地震。由於地震矩規模度量不會出現規模飽和現象，故被認為是一種適合快速測定大地震規模的方法。

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規模計算。為了將計算範圍拓展至震源深度超過 60 公里的地震，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規模研討委員會，著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規模。



震度度量

地震會以規模度量和震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。雖然規模度量和震度度量並不相同，這些度量之間仍存在一定的關係。規模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。而震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。震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規模度量顯示，但在實際情況下，地震的嚴重程度須同時顯示震度度量，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，一般是按照震度來設防，而不是規模。

各國家和地區使用的震度度量



規模度量

芮氏地震規模

近震規模，通稱芮氏地震規模，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。

表面波規模

表面波規模是根據測量主要傳播於地球表層的表面波而制定的規模度量。

體波規模

體波規模是賓諾・古登堡於 1945 年提出的規模度量，根據遠震的 P 波、PP 波和 S 波進行測定。其中，體波規模又分為由短周期地震儀測定的體波規模 mb 和由中長周期地震儀測定的體波規模 mB，有時也將體波規模寫成 m 並稱之為統一規模。

地震矩規模

因為芮氏地震規模有不少漏洞，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，此度量稱為地震矩規模。地震矩規模是記錄地震強度的標度。地震矩規模能提供比芮氏地震規模更精確的計算，尤其對大型地震作出極精準的計算。這是因為地震矩規模的概念源自物理學中的力矩，地震矩規模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，因此精確度比芮氏地震規模提升不少。

能量規模

能量規模常用 Me 表示。能量規模同其他地震規模一樣，是用來表徵地震強弱的量度。能量規模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，因此能量規模比地震矩規模更適合用於描述地震的潛在破壞性。

持續時間規模

地震持續時間規模縮寫為 MD。用記錄振動持續時間測定規模，比用最大振幅測定規模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規模顯然偏小，而用振動持續時間來測量規模卻是比較可靠的。

地函波規模

地函波規模常用 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。地函波規模的概念最先由布龍（Brune）等學者於 1967 年左右引進至地震學中。



參考文獻