Tritt irgendwo auf der Welt ein Erdbeben auf, lautet die erste Frage meist: Wie stark war es? Je nachdem, von welcher Skala ausgegangen wird, kann die Antwort auf diese Frage allerdings sehr unterschiedlich ausfallen.
Die gängigste und einfachste Methode der Stärkenbestimmung läßt sich direkt aus dem Seismogramm eines Bebens ermitteln.

Die Richterskala
Die Magnitude nach Richter (ML) wurde 1935 vom Seismologen Charles Richter am California Institute of Technology (Caltech) entwickelt, der vorschlug, aus der Amplitude der registrierten Wellen ein relatives Maß für die Bebenstärke abzuleiten. Um die große Bandbreite der auftretenden Amplituden auszugleichen, wurde als Einheit der dekadische Logarithmus der maximalen Amplitude, gemessen in tausendstel Millimetern, gewählt.

Da die Amplituden der Wellen mit der Entfernung vom Bebenherd kleiner werden und vom Typ des Seismographen abhängig sind, setzte Richter einen Standard fest: Wenn ein Seismograph des Typs Wood-Anderson in einer Entfernung von 100 Kilometern vom Bebenort eine Welle mit einer Amplitude von einem Zentimeter aufzeichnet, entspricht dies einer Bebenstärke von ML = 4.

Obwohl die Richter Magnitude nach wie vor in der Öffentlichkeit und in den Medien sehr verbreitet ist, wird diese Skala in der seismologischen Forschung kaum noch verwendet, da sie nicht nach Wellentypen unterscheidet und auch der dafür benötigte Wood-Anderson Seismograph nur begrenzte Aufzeichnungskapazitäten hat.

Das seismische Moment
Neben spezielleren, aus der Richter Skala abgeleiteten Magnituden für Oberflächenwellen und P-Wellen ("body waves"), wird heute primär das seismische Moment als Maß der mechanischen Krafteinwirkung auf eine geologische Störung genutzt. Für die Höhe des seismischen Moments sind dabei in erster Linie drei Werte verantwortlich: die elastische Festigkeit des Gesteins, die Größe des Bereichs, auf den die Kraft einwirkt und die Länge der Versetzung, die bei einem Beben an der Störungsstelle auftritt.

Praktischerweise lassen sich die Kenngrößen der Moment-Magnitude sowohl aus jedem Seismogramm als auch direkt mit Feldmessungen an der Störungsstelle ermitteln. Der Wert berücksichtigt sämtliche Wellentypen und gilt als gutes Maß für die mechanische Kraft eines seismischen Ereignisses.

Die Intensität eines Bebens
Im Gegensatz zu den unterschiedlichen Magnitude-Skalen basiert die Intensität eines Bebens nicht auf physikalischen, sondern auf subjektiv wahrgenommenen Parametern. Bevor die Seismographen zum gängigen Instrument der Bebenbeobachtung wurden, klassifizierte man bereits die makroseismischen unmittelbar spürbaren Effekte in Skalen. Aus der Verbindung von Orten, an denen die gleiche Intensität beobachtet wurde, erhält man die sogenannten Isoseisten. Mit ihrer Hilfe kann schon ohne Seismogramm das Epizentrum auf ein relativ kleines Gebiet eingegrenzt werden.

Die erste, noch zehnstufige Intensitätskala wurde 1883 von M. Rossi in Italien und F. Forel in der Schweiz entwickelt und erfaßte die Stärke der Erschütterung am jeweiligen Ort durch die Auswirkungen auf Menschen, Gebäude und die Erdoberfläche. Später wurden daraus weitere zwölfstufige Skalen, wie die modifizierte Mercalli-Skala von 1931 und die 1964 in Europa eingeführte „MSK“-Intensitätsskala entwickelt. Eine Gegenüberstellung der gebräuchlichsten Skalen zeigt ihre grundlegende Ähnlichkeit.

Auch heute noch liefern Aussagen zur Intensität eines Bebens wichtige Zusatzinformationen über die konkreten Bebenauswirkungen auf Geländeformen und Gebäude, da diese sich auch bei Beben gleicher Magnitude deutlich unterscheiden können.

Immer wieder zeigen Erdbeben wie 1985 in Mexico City oder 1989 im kalifornischen Loma Prieta, wie entscheidend die Beschaffenheit des Untergrundes für die Schadwirkung von Beben sein kann.