我们知道，震级是用来度量一场地震的大小。但我们从新闻报道中，会经常看到对于同一场地震，不同国家和机构会有不同的震级报道，甚至还会不停的在修改震级。例如：2008年5月12日14时28分我国汶川地震的震级为8.0级，而美国地质调查局（USGS）给出的结果是震级7.8级。2011年3月11日13：46发生在日本东北部太平洋海域的强烈地震，此次地震日本气象厅最初定级为7.9级，随后立即更正为8.8级，最后定级为9级，而美国地质勘探局发布的是8.8级，当天不久后又修正为8.9级。这是为什么呢？这就需要从地震震级说起了。
其实地震震级是根据地面上测到的地面震动的强烈程度来计算的。但是因为同样大小的地震在近的地方震动大，在远的地方震动小，不同的地方衰减规律也不一样。同一场地震会存在不同的地震波，应该用什么波来衡量也需要明确。同时，要确定一个震级的起算标准，才能参照它确定不同等级的地震，这就造成了震级的确定有很多人为的因素存在。
所以震级并不是直接测量出来的，而是通过一些约定的规则，测量某种指标（如地面振幅）后计算而得。这就造成了采用不同的约定便会有不同的震级。另外一个原因是不同的国家或机构所利用的测震台站不同，测震仪器也不同，这些都会对测定结果产生影响。因为以上的原因导致震级相差1、2级都有可能。
目前经常使用的震级标度有里氏震级，面波震级，体波震级，矩震级。下面我们一个一个的学习。
一、里氏震级
里氏震级是美国加州理工学院的两位地震学家里克特和古登堡于1935年提出的一种震级标度，用ML表示。它是由观测点处地震仪所记录到的地震波最大振幅以10为底的对数演算而来。由于测量地震仪的位置一般并不在震中，考虑到地震波在传播过程中的衰减以及其它干扰因素，为了使震级不为负数，计算时需减去观测点处0级地震引起的振幅以10为底的对数。
里克特定义了在距离震中100千米处观测点用伍德-安德森扭力式地震仪记录到的最大水平位移为1微米的地震作为0级地震。
则里氏震级的计算公式为：
式中：
A—水平向最大地动位移，单位为微米（μm）；
AN—北南向地震波最大振幅，单位为微米 （μm）；
AE—东西向地震波最大振幅，单位为微米 （μm）；
A0—0级地震在观测点处的振幅；
Δ—观测点处的震中距；
R(Δ)—震中距的函数，称为量规函数。我国R的取值可参考国标《地震震级的规定》。
由于里氏震级主要基于伍德-安德森扭力式地震仪测定的结果，可以较好地记录近震短周期地震波。然而，在地震波的传播过程中，高频地震波的衰减要远远大于低频地震波，当地震仪距离震中较远时，这种地震仪的记录能力变得有限 ，用里氏震级 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。并且伍德-安德森扭力式地震仪能记录的位移精度也就是1微米，随着更高精度地震仪的出现，里氏震级甚至可能出现负值。后来研究人员提出了一些改进，用面波震级(MS)和体波震级(Mb)来衡量地震的大小。
二、面波震级
在远震的长周期地震仪器的记录图上，最大的振幅是面波，也就是沿着地球表面或岩层分界面传播的地震波，常见的有勒夫波和瑞利波。 1945 年，古登堡将测定地方性震级ML的方法推广到远震，提出了面波震级MS， 弥补了里氏震级主要适用于地方性地震的局限性 。
面波计算公式如下：
式中C，D为参数，不同区域取不同的值。
在我国面波计算公式如下：
式中：A—地震面波地动位移的最大振幅，取两水平方向地动位移的矢量和，单位为微米（μm）；
Δ—震中距，单位为度（°）；
T—A对应的周期，单位为秒（s）。
测量地动位移最大振幅的两水平分量时，要取同一时刻或周期相差在1/8周期之内的振动。若两分量周期不一致时，则取加权和，T按照下式计算。
式中：AN—北南向地动位移，单位为微米（μm）；
AE—东西向地动位移，单位为微米（μm）；
TN—AN对应的周期，单位为秒（s）；
TE—AE对应的周期，单位为秒（s）。
面波震级MS可以表示远距离浅源地震的大小，但对于面波不发育的中源地震、深源地震和地下核爆炸，则无法直接测定面波震级。
三、体波震级
1945 年，古登堡提出了体波震级标度 Mb ，完善了对远距离地震大小的量度。对于不同震源深度的远震和地下核爆炸，都能测定体波震级。计算公式如下：
T<3.0s，5.0°≤Δ≤100°，0km≤h≤700km
式中：A—经过仿真后P波地动位移的最大振幅，单位为微米（μm）；
T—A对应的周期，单位为秒（s）；
Δ—震中距，单位为度（°）；
Q(Δ,h)—垂直向P波体波震级的量规函数，我国Q的取值可参考国标《地震震级的规定》。
h—震源深度，单位千米（km）。
在测震学中，震中距在1000公里以上的称为远震。如果把测量点作为地球的一极，穿过地心和测量点相对应的为另一极，中间的距离按照和地心与测量点之间的张角划分为180度，也可以说震中距在10度以内的称为近震，10度—105度的为远震，105度以上的称为极远震。
P波为一种纵波，粒子振动方向和波前进方平行，在所有地震波中，前进速度最快，也最早抵达。P波能在固体、液体或气体中传递。来自地下的纵波引起地面上下颠簸振动。
里氏震级 、 面波震级和体波震级解决了当时急需的震级大小标准，且测定方法简单 ，被广泛应用。其缺点是上述三种震级都有其固有的局限性，一种震级只能表示一种类型地震的大小，与震源的物理特性没有直接的联系，并且由于“地震强度频谱的比例定律”的限制，会产生饱和效应。
四、矩震级
现代发展出来的震级如矩震级（MW）是利用地震矩的大小确定震级。地震矩是一个描述地震发生时的力学强度的物理量(类似于力矩的概念)，它由地震断层的破裂面积、平均错动量及岩石的剪切模量的乘积来确定。地震矩及矩震级可通过地震波谱的综合反演求得，或通过地震的破裂特征(地震断层规模、震源深度、错动量及岩石力学性质等) 求得。测定方法相对复杂，但能表示所有类型地震的大小，不存在 “震级饱和” 的现象。计算公式如下：
式中：M0—标量地震矩，单位为牛顿米（N·m）；
μ—介质的刚性系数；
A—断层面的面积；
D—断层的平均滑动量。
M0与面波震级MS有如下半经验关系：
上式说明，矩震级在面波震级MS不饱和的震级范围内与面波震级MS一致，当面波震级MS 达到震级饱和时 ，Mw是MS的延续 。
经过发展，目前震级标度已经形成了一个完整的体系，但各个国家和机构还没有完全统一，且所利用的测震台站资料不同。这也是大家在同一场地震中得到不同地震震级的原因。