前言
我们经常在报章或者新闻报导中听到某次地震的强度是「里氏9.0级」，到底「里氏」是什麽东西？是怎样决定地震强度呢？其实我们在不知不觉下已经吸收到错误的知识！各位读者们不妨在读完本文后仔细想想我这句话是什麽意思吧。
近震震级（Local Magnitude, ML）
近震震级，在1935年由两位来自美国加州理工学院的地震学家芮克特（Richter）和古腾堡（Gutenberg）共同制定的。近震震级在不同地方有不同的称呼，大陆地区主要称呼为「里氏震级」、港澳地区主要称呼为「黎克特制震级」、台湾地区则称呼为「芮氏规模」、国外则是称呼为「Richter Magnitude Scale」，共通点都是使用芮克特的音译来称呼。
在距离地震震央100公里处的观测点所设置的地震仪，若记录到最大水平位移1微米（即百万分之一米），则定义为近震震级（ML）0。因为计算式是使用10的幂，所以只要最大的水平位移增大10倍，近震震级会增加1.0。例如在某一场地震中，观测点录得最大水平位移为1米，那这一场地震的近震震级则为ML 6.0。
但用来观测的伍德—安德森扭力式地震仪有其设计上的限制，若果震中距超过600公里，就没办法计算出正确的震级；同时，这种震级在6.5就开始有饱和的现象，在计算大型地震上面会因为饱和现象而发生震级低估的情况。后来为了改善这样的情况，先后开发了体波震级（mb）、表面波震级（Ms）、矩震级（Mw）等。
体波震级（Body wave Magnitude, mb）
地震波有分为实体波、表面波和尾波，其中实体波又分为速度较快、振幅较小的P波和速度较慢、按幅较大的S波。体波震级就是古腾堡于1945年提出，计算式与近震震级有类似，但利用实体波中P波的振幅、以及其週期来计算震级。
由于P波传播速度非常快，所以计算地震的强度非常快，但体波震级在6左右亦会发生饱和现象。
表面波震级（Surface wave Magnitude, Ms）
相对于体波震级，表面波震级（又称为面波震级）则是利用表面波中的雷利波来作计算的。为了补足近震震级在计算大型地震强度的缺陷，古腾堡开始着眼于表面波的振幅、週期和震中距离震级的方式，其后发现表面波在週期20秒左右通常能产生最大的振幅，最后终于在1950年代发展出表面波震级。
表面波震级的计算式方面跟体波震级相似，但是它到8才会开始发生饱和现象，因此能计算出大部份的地震强度。
日本气象厅地震震级（Japanese Meteorological Agency Magnitude Scale, Mj / Mjma）
日本气象厅地震震级，是日本用于表示地震强度的一种独有的地震震级系统。其使用可追溯至1920年代的报告中，途中经过多次改善改修一直沿用至今。
这是利用地震波造成的地面移动的速度值和变动值来计算出来一种複杂的震级系统，在计算小规模地震时，会强调高频的成份，测定地面移动的速度，从而用来计算出所谓的「速度震级」；而在计算中规模以上的地震时，则强调低频的成份，计算出饱和上限值较高的「变位震级」。
这种震级比起矩震级（后述）可以更快计算出结果，能活用于地震预警之类的系统。但与前述的震级一样，在M8.0以上的巨大地震时，地震波会因为能量被地盘吸收而无法计算出正确的数值。最明显的例子就是2011年的东日本大震灾的气象厅震级为Mj 8.4，但矩震级则为Mw 9.0~9.1。
矩震级（Moment magnitude scale, Mw）
在介绍矩震级之前，需要先介绍饱和现象是什麽的一样东西。像震级到7以上的大地震，断层破裂面已经是相当的大（可能在数百平方公里以上）。这样的大地震在发生的时候，破裂面不会在瞬时间全部滑动，而是以一定的速度扩散开去。如此一来，地震仪会捕捉到持续时间很长的地震波，特别是会出现多次的峰值，但震幅的值却不会再增加很多。亦因为这样，利用震幅大小而计算出来的地震震级值就没办法再增加了，也就是所谓的饱和现象。
对于这样的现象，金森博雄于1977年制定矩震级，其概念就像是由地震「作功」一般，因此矩震级的简称Mw中的w就是「功（work）」。矩震级是从地震矩（seismic moment）加以计算的一个无单位的数字，而地震矩则是由断层面积、滑动量和断层的刚性系数得出来的。从这样的关係式可见，这震级系统并不受震幅所影响，所以并没有饱和的现象，亦没有上限值，因此可以计算出震级超过8.0，甚至9.0的巨大地震。
但是因为计算需时，所以无法活用于地震预警中；同时，弱震如震级3.0以下因为无法测出地震矩，所以矩震级在这种等级的弱震时反而派不上用场。
看完这篇文章后，不妨花点时间想想文章最前面所提到的「里氏9.0级」，错误发生在哪裡？