面波震级

面波震级（surface wave magnitude）是指根据面波计算出来的震级，以符号Ms表示。在中国，各省地震局在地震震级标度中一般都采用国家标准GB17740-1999规定的面波震级（Ms），对震源浅且距离远的地震进行测定。但地震学者普遍认为面波震级等表示方法已经过时，公认采用矩震级。

简介

在地震中，面波也是地震波之一，在地球表面扩散，因此测量面波震级也是除测量矩震级外的另一种估计地震规模的方法。

对于浅源地震，中国习惯使用面波震级，美国则习惯使用体波震级或矩震级，这三个震级无法进行对比，但可以通过经验公式换算。^[1]

计算公式

面波震级的计算公式

公式中：A为面波水平方向最大地动位移的数值（以微米计）；T为与A相应的周期（以秒计）；σ（Δ）为面波震级量规函数；C为观测台站的校正。

产生过程

1935年，美国加州理工学院的地震学家查尔斯·弗朗西斯·里克特（Charles Francis Richter）和宾诺·古腾堡（Beno Gutenberg）借鉴天文学中表示天体亮度的星等，共同提出震级划分法，用以区分当时加州地区发生的大量小规模地震和少量大规模地震。此标度后来成为通用的里氏地震规模。这种地震规模度量方法是根据地震仪对地震波所作的记录计算出来的。地震愈大，震级的数字也愈大。虽然里氏地震规模并没有规定上限或下限，但是现代精密的地震仪则经常会记录到规模为负数的地震。加之受当初设计里氏地震规模时所使用的伍德-安德森扭力式地震仪的限制，近震规模（ML）若大于约6.8级或观测点距离震中超过约600千米便不适用。且里氏地震规模存在缺陷，主要在于它与地震发生的物物理过程没有直接联系，并且里氏地震规模存在震级饱和现象。

后来研究人员提议了一些改进，其中面波震级（Ms）和体波震级（Mb）最为常用。

1977年，加州理工学院的金森博雄教授提出一种物理含义更为丰富，更能直接反应地震过程物理实质的表示方法，即矩震级（Mw）。该标度能更好的描述地震的物理特性，如地层错动的大小和地震的能量等。传统的震级标度法与之对比，只是抓住某一种地震波的最大振幅来标征地震的大小，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。

21世纪初，地震学者普遍认为传统的地震规模表示方法已经过时，公认采用矩震级。

测定方法

面波震级比较适用于从远处（震中距大于1000千米）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，因此世界各国在公布1931年新疆8级地震和交换有关震级的信息资料时，一般都使用面波震级。另外，为解决巨大地震的面波震级饱和问题，有人提出用震源物理中的地震矩概念推导出一种新的震级标度——矩震级（Mw）。智利大地震的面波震级 Ms=8.5，但矩震级MW=9.5，成为人类已知的最大地震。矩震级已在地震观测中开始试用，但其方法还在进一步研究和完善。它可作为面波震级的有益补充，但不能完全取代面波震级。

存在缺陷

面波震级存在大震震级饱和，小震振幅记录受限等问题。20世纪60~70年代，有科学家在研究全球地震年频度与Ms的关系时发现，缺失Ms超过8.6级的地震。他们认为，当Ms超过8.6级后，尽管地表出现更长的破裂，显示出地震有更大的规模，但测定的Ms值却很难再增上去，使得一些强度明显不同的地震在用传统方法计算后得出里氏地震规模的数值却一样。

此外，传统的地震仪对于周期为20秒的面波灵敏，计算面波震级的时候就是用20秒的面波。原则上说，面波震级不适用震级小于5级的地震。这是因为震级小于6级的地震，面波震级能记录到的振幅是受到限制的，那么，由它所计算得到的震级也就比实际值小。这就导致以往报道中，震级小于6级的地震，中国地震局所报的震级往往比美国地质调查局（USGS）所报的要低零点几级。例如，2008年6月18日的四川省石棉地震，美国地质调查局（USGS）报的是 Mb4.6级或Mw 4.7级，而中国报的是面波震级4.2级。

震级数值中外有别，原因在于计算标度不同

2013年4月20日雅安地震，中国国家地震局先速报5.9级，后改为7.0级，美国地质调查局（USGS）则报为6.6级。此后几次的余震震级报道中，中美所报数值也各有高低。这些差异是由地震震级计算标度不同造成的，美国地质调查局（USGS）使用的是国际公认的矩震级，而中国采用的是面波震级。由于矩震级与震源的物理特性有较直接的联系，21世纪初地震学者普遍认为面波震级等表示方法已经过时，公认采用矩震级。

参考资料

[1] 地震震级数值为何中外有别[引用日期2013-04-23]