前3种震级是通过测量地震波中的某个频率地震波的幅度来衡量地震的相对大小的一个量。

地方性震级ML是用1秒左右的S波(或Lg)的振幅来量度地震的大小，体波震级Mb是用1 秒左右的地震体波振幅来量度地震的大小，体波震级MB是用5 秒左右的地震体波振幅来量度地震的大小，面波震级MS是用浅源地震的20 秒左右的面波振幅量度地震的大小。

由于当初设计里氏震级时所使用的伍德-安德森扭力式地震仪的限制，近震规模 ML 若大于约6.8或观测点距离震中超过约600千米便不适用。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。

由于“地震强度频谱的比例定律”(The Scaling Law of Earthquake Spectra)的限制，在8.3-8.5左右会产生饱和效应，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震级数值却一样。

到了21世纪初，地震学者普遍认为这些传统的震级表示方法已经过时，转而采用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 (Moment magnitude scale，MW)。

矩震级MW是由基本的物理参数所计算的震级，描述了地震破裂面上滑动量的大小，一般通过波形反演的方法计算。

我国规定对公众发布一律使用面波震级MS。

四种震级适用范围区别：

ML：测量范围400km内，震级2-6级。

Mb: 深度16-100，震级4-7级。

Ms：深度20-180，震级5-8级。

MW：震级>3.5，无上限限制。

地方性震级ML、体波震级(Mb和MB)、面波震级MS之间有换算的经验公式：ML=(1.17MB+0.67)/1.13 ML=(MS+1.08)/1.13

但以上三种震级标度与矩震级MW不能直接进行换算和对比。

对于浅源大地震，我国习惯使用面波震级，而美国往往较多地使用体波震级或矩震级，在一些新闻报道中，往往不加区别地将它们笼统称之为“震级”或“里氏震级”，这就容易造成混乱。

附文：什么是矩震级

2004年12月26日印尼苏门答腊以西海域Ms8.7级地震，引发海啸，冲击了印尼、斯里兰卡、印度、泰国、孟加拉国、马尔代夫、索马里、马来西亚、缅甸、坦桑尼亚、塞舌尔、肯尼亚等印度洋及其沿岸十几个国家，死亡人数超过28万。

世界各大媒体争相报道，各著名地震研究机构纷纷发表评论，其中很引人注目的一条消息来自美国地质调查局：按照矩震级Mw排序，这次特大地震为20世纪以来，名列1960年智利9.5级，1964年阿拉斯加威廉王子海湾9.2级，1957年阿拉斯加安德列诺夫岛9.1级地震之后，与1952年勘察加9.0级地震并列第四。

当时就有许多读者向地震部门询问，什么是矩震级?为什么特大地震要按矩震级Mw排序?

以前的地震科普材料里已经比较多地介绍过，什么是里氏震级?怎样从近震震级ML，逐步推广到面波震级Ms，体波震级Mb。在那些材料里一般都会告诉大家，对于震源浅且距离远的强震通常测定面波震级Ms。

可是，上世纪六、七十年代，有科学家在研究全球地震年频度与面波震级Ms的关系时发现，缺失Ms超过8.6的地震。他们认为，当Ms超过8.6以后，尽管地表出现更长的破裂，显示出地震有更大的规模，但测定的面波震级Ms值却很难增上去了，出现所谓震级饱和问题。于是，从反映地震断层错动的一个力学量：地震矩M0出发，又提出一种新的震级标度：矩震级Mw。

在力学里，矩的概念是用来讨论物体转动问题的。例如，用双手放在桌子的两边，在水平方向上一只手向前推，另一只手向后拉，桌子就可能转动。桌子是否转得动以及转动量的大小不仅与这对力的大小，而且与这对力的距离有关。这对大小相等，方向相反的力，叫做力偶。衡量这对力偶对于转动作用大小的是力偶矩，其量值等于其中一个力的值与它们之间的距离之乘积。这个概念被引伸到断层位错问题，可用断层面积S、断层面的平均位错量和剪切模量μ的乘积定义地震矩。显然，这是对断层错动引起的地震强度的直接测量。为从地震矩出发，又能和以往的震级可比拟。

为测定地震矩及矩震级，可用宏观的方法，直接从野外测量断层的平均位错和破裂长度，从等震线的衰减或余震推断震源深度，从而估计断层面积。也可用微观的方法，由地震波记录反演计算这些量。