Seismische Magnitudenskalen

Die Magnitudenskala beschreibt die Gesamtstärke oder „Größe“ eines Erdbebens . Sie unterscheidet sich von der Intensitätsskala , welche die Intensität oder Schwere der durch ein Erdbeben an einem bestimmten Ort verursachten Bodenerschütterungen (Beben) kategorisiert. Die Magnitude wird üblicherweise anhand von Messungen der seismischen Wellen eines Erdbebens bestimmt , die in einem Seismogramm aufgezeichnet werden . Die Magnitudenskalen variieren je nachdem, welcher Aspekt der seismischen Wellen gemessen wird und wie die Messung erfolgt. Unterschiedliche Magnitudenskalen sind aufgrund der Unterschiede zwischen Erdbeben, der verfügbaren Informationen und der Zwecke, für die die Magnituden verwendet werden, notwendig.

Die Erdkruste steht unter tektonischer Spannung. Wenn diese Spannung so groß wird, dass die Kruste reißt oder die Reibung überwunden wird, die ein Verrutschen zweier Krustenblöcke verhindert, wird Energie freigesetzt, teilweise in Form verschiedener Arten von seismischen Wellen, die Bodenerschütterungen oder Beben verursachen.

Die Magnitude ist eine Schätzung der relativen „Größe“ oder Stärke eines Erdbebens und damit seines Potenzials, Bodenerschütterungen zu verursachen. Sie steht in einem annähernden Verhältnis zur freigesetzten seismischen Energie. ^{[ 1 ]}

Die Intensität bezeichnet die Stärke der Erschütterung an einem bestimmten Ort und steht in Zusammenhang mit der maximalen Bodenbewegungsgeschwindigkeit. Mithilfe einer Isoseismenkarte der beobachteten Intensitäten (siehe Abbildung) lässt sich die Magnitude eines Erdbebens sowohl aus der maximal beobachteten Intensität (üblicherweise, aber nicht immer in der Nähe des Epizentrums ) als auch aus der Ausdehnung des vom Erdbeben betroffenen Gebiets abschätzen. ^{[ 2 ]}

Die Intensität lokaler Bodenerschütterungen hängt neben der Magnitude des Erdbebens von mehreren Faktoren ab ^{[ 3 ]} , wobei die Bodenbeschaffenheit einer der wichtigsten ist. Dicke Schichten weichen Bodens (wie z. B. Aufschüttungen) können beispielsweise seismische Wellen verstärken, oft in beträchtlicher Entfernung vom Epizentrum, während Sedimentbecken häufig Resonanzen hervorrufen und so die Dauer der Erschütterungen verlängern. Aus diesem Grund war beim Loma-Prieta-Erdbeben von 1989 der Stadtteil Marina in San Francisco eines der am stärksten betroffenen Gebiete, obwohl er fast 100 km vom Epizentrum entfernt lag ^{[ 4 ]} . Auch geologische Strukturen spielten eine bedeutende Rolle. So wurden beispielsweise seismische Wellen, die unter dem südlichen Ende der San Francisco Bay hindurchliefen , an der Basis der Erdkruste in Richtung San Francisco und Oakland reflektiert. Ein ähnlicher Effekt kanalisierte seismische Wellen zwischen den anderen großen Verwerfungen in der Region ^{[ 5 ] .}

Ein Erdbeben setzt Energie in Form verschiedener seismischer Wellen frei , deren Eigenschaften sowohl die Beschaffenheit des Bruchs als auch der durchdringenden Erdkruste widerspiegeln. ^{[ 6 ]} Die Bestimmung der Magnitude eines Erdbebens erfolgt in der Regel durch die Identifizierung spezifischer Wellenarten auf einem Seismogramm und die anschließende Messung einer oder mehrerer Welleneigenschaften, wie z. B. Zeitpunkt, Richtung, Amplitude , Frequenz oder Dauer. ^{[ 7 ]} Zusätzlich werden Korrekturen für die Entfernung, die Art der Erdkruste und die Eigenschaften des Seismographen , der das Seismogramm aufgezeichnet hat, vorgenommen.

The various magnitude scales represent different ways of deriving magnitude from such information as is available. All magnitude scales retain the logarithmic scale as devised by Charles Richter, and are adjusted so the mid-range approximately correlates with the original "Richter" scale.^[8]

Most magnitude scales are based on measurements of only part of an earthquake's seismic wave-train, and therefore are incomplete. This results in systematic underestimation of magnitude in certain cases, a condition called saturation.^[9]

Since 2005 the International Association of Seismology and Physics of the Earth's Interior (IASPEI) has standardized the measurement procedures and equations for the principal magnitude scales, M_L, M_s, mb, mBand mb_Lg.^[10]

The first scale for measuring earthquake magnitudes, developed in 1935 by Charles F. Richter and popularly known as the "Richter" scale, is actually the local magnitude scale, label ML or M_L.^[11] Richter established two features common to all magnitude scales.

1. First, the scale is logarithmic, so that each unit represents a ten-fold increase in the amplitude of the seismic waves.^[12] As the energy of a wave is proportional to A^1.5, where A denotes the amplitude, each unit of magnitude represents a 10^1.5 ≈ 32-fold increase in the seismic energy (strength) of an earthquake.^[13]
2. Second, Richter arbitrarily defined the zero point of the scale to be where an earthquake at a distance of 100 km makes a maximum horizontal displacement of 0.001 mm (1 μm, or 0.00004 in.) on a seismogram recorded with a Wood-Anderson torsion seismograph.^[14] Subsequent magnitude scales are calibrated to be approximately in accord with the original "Richter" (local) scale around magnitude 6.^[15]

All "Local" (ML) magnitudes are based on the maximum amplitude of the ground shaking, without distinguishing the different seismic waves. They underestimate the strength:

• of distant earthquakes (over ~600 km) because of attenuation of the S waves,
• of deep earthquakes because the surface waves are smaller, and
• bei starken Erdbeben (über M ~7), weil sie die Dauer der Erschütterung nicht berücksichtigen.

Die ursprüngliche „Richter“-Skala, die im geologischen Kontext Südkaliforniens und Nevadas entwickelt wurde, erwies sich später aufgrund von Unterschieden in der kontinentalen Kruste als ungenau für Erdbeben im zentralen und östlichen Teil des nordamerikanischen Kontinents (überall östlich der Rocky Mountains ) . ^{[ 16 ]} All diese Probleme führten zur Entwicklung anderer Skalen.

Die meisten seismologischen Institutionen, wie beispielsweise der United States Geological Survey , geben Erdbebenstärken über 4,0 als Momentenmagnitude M _w an , die in der Presse als „Richter-Magnitude“ bezeichnet wird. ^{[ 17 ]}

Richters ursprüngliche „lokale“ Skala wurde für andere Regionen angepasst. Diese können mit „ML“ oder, mit kleinem „ l“, entweder Ml oder M_l gekennzeichnet sein . ^{[ 18 ]} (Nicht zu verwechseln mit der russischen Oberflächenwellen-MLH-Skala. ^{[ 19 ]} ) Ob die Werte vergleichbar sind, hängt davon ab, ob die lokalen Bedingungen ausreichend bestimmt und die Formel entsprechend angepasst wurden. ^{[ 20 ]}

In Japan berechnet die japanische Wetterbehörde (JMA) für flache Erdbeben (Tiefe < 60 km) innerhalb eines Radius von 600 km eine Magnitude [ 21 ] , die mit MJMA , M JMA oder MJ bezeichnet wird. (Diese Werte sind nicht mit den von der JMA berechneten Momentenmagnituden M w (JMA) oder M w(JMA) zu verwechseln , noch mit der Shindo-Intensitätsskala .) Die JMA-Magnituden basieren (wie bei lokalen Skalen üblich) auf der maximalen Amplitude der Bodenbewegung ; sie stimmen im Bereich von 4,5 bis 7,5 recht gut [ 22 ] mit der seismischen Momentenmagnitude M w überein [ 23 ], unterschätzen jedoch größere Magnituden.

Raumwellen bestehen aus P-Wellen , die als erste eintreffen (siehe Seismogramm), oder S-Wellen oder deren Reflexionen. Raumwellen breiten sich direkt durch Gestein aus. ^{[ 24 ]}

Die ursprüngliche „Raumwellenmagnitude“ – mB oder m _B (Großbuchstabe „B“) – wurde 1945c von Gutenberg und 1956 von Gutenberg und Richter ^{[ 25 ]} entwickelt , um die Entfernungs- und Magnitudenbeschränkungen der M _L- Skala zu überwinden, die bei der Verwendung von Oberflächenwellen auftreten. mB basiert auf P- und S-Wellen, die über einen längeren Zeitraum gemessen werden, und erreicht erst bei etwa M 8 einen Sättigungswert. Sie ist jedoch nicht empfindlich für Ereignisse unterhalb von etwa M 5,5. ^{[ 26 ]} Die Verwendung der ursprünglich definierten mB wurde weitgehend aufgegeben ^{[ 27 ]} und durch die standardisierte mB _BB- Skala ersetzt. ^{[ 28 ]}

Die mb- oder m _b -Skala (kleingeschrieben „m“ und „b“) ähnelt der mB-Skala, verwendet aber ausschließlich P-Wellen, die in den ersten Sekunden mit einem speziellen Kurzperioden-Seismographen gemessen werden. ^{[ 29 ]} Sie wurde in den 1960er Jahren mit der Einrichtung des Weltweiten Standardisierten Seismographennetzwerks (WWSSN) eingeführt; die kurze Periode verbessert die Detektion kleinerer Ereignisse und ermöglicht eine bessere Unterscheidung zwischen tektonischen Erdbeben und unterirdischen Atomexplosionen. ^{[ 30 ]}

Die Messung von mB hat sich mehrfach geändert. ^{[ 31 ]} Ursprünglich von Gutenberg (1945c) definiert _{, basierte mB} auf der maximalen Amplitude der Wellen in den ersten zehn Sekunden oder mehr. Die Periodenlänge beeinflusst jedoch die ermittelte Größe. Früher maßen USGS/NEIC mB in der ersten Sekunde (nur die ersten P-Wellen ^{[ 32 ]} ), seit 1978 werden jedoch die ersten zwanzig Sekunden gemessen. ^{[ 33 ]} Heutzutage wird die Kurzperioden-mB-Skala mit Perioden unter drei Sekunden gemessen, während die Breitband -mB -Skala _(BB- Skala) mit Perioden bis zu 30 Sekunden gemessen wird. ^{[ 34 ]}

Die regionale mb _-Lg -Skala – auch mb_Lg , mbLg , MLg (USGS), Mn und m _N genannt – wurde von Nuttli (1973) für ein Problem entwickelt, das die ursprüngliche ML _- Skala nicht lösen konnte: ganz Nordamerika östlich der Rocky Mountains . Die _ML- Skala wurde in Südkalifornien entwickelt, das auf Blöcken ozeanischer Kruste liegt , typischerweise Basalt oder Sedimentgestein , die an den Kontinent angegliedert wurden. Östlich der Rocky Mountains ist der Kontinent ein Kraton , eine dicke und weitgehend stabile Masse kontinentaler Kruste, die größtenteils aus Granit besteht , einem härteren Gestein mit anderen seismischen Eigenschaften. In diesem Gebiet liefert die ML _- Skala anomale Ergebnisse für Erdbeben, die nach anderen Messmethoden Erdbeben in Kalifornien gleichwertig erscheinen.

Nuttli löste dieses Problem durch die Messung der Amplitude kurzperiodischer (~ 1 Sekunde) Lg-Wellen ^{[ 35 ]} , einer komplexen Form der Love-Welle. Obwohl es sich um eine Oberflächenwelle handelt, lieferte sie laut Nuttli Ergebnisse, die eher mit der mb-Skala als mit der Ms-Skala korrelierten _[ 36]. ^{Lg - Wellen} werden entlang ozeanischer Wege schnell gedämpft, breiten sich aber gut durch die granitische kontinentale Kruste aus. Mb- _Lg-Wellen werden häufig in Gebieten mit stabiler kontinentaler Kruste eingesetzt und eignen sich besonders gut zur Detektion unterirdischer Kernexplosionen ^{[ 37 ] .}

Oberflächenwellen breiten sich entlang der Erdoberfläche aus und sind hauptsächlich entweder Rayleigh- oder Love-Wellen . ^{[ 38 ]} Bei flachen Erdbeben transportieren die Oberflächenwellen den größten Teil der Erdbebenenergie und sind am zerstörerischsten. Tiefere Erdbeben, die weniger mit der Erdoberfläche interagieren, erzeugen schwächere Oberflächenwellen.

Die Oberflächenwellen-Magnitudenskala , die unterschiedlich als Ms , M_{_S} und M_{_s} bezeichnet wird , basiert auf einem Verfahren, das Beno Gutenberg 1942 ^{[ 39 ]} zur Messung flacher Erdbeben entwickelte, die stärker oder weiter entfernt waren als die ursprüngliche Richter-Skala. Dabei wurde die Amplitude von Oberflächenwellen (die im Allgemeinen die größten Amplituden erzeugen) über einen Zeitraum von etwa 20 Sekunden gemessen. ^{[ 40 ]} Die M _{_s} -Skala stimmt bis zu einem Wert von etwa 6 mit der M _{_L} -Skala überein , weicht dann aber um bis zu einer halben Magnitude ab. ^{[ 11 ]} Eine Überarbeitung von Nuttli (1983) , die manchmal als M _{_Sn} bezeichnet wird , ^{[ 41 ]} misst nur Wellen der ersten Sekunde.

Eine Modifikation – die „Moskauer-Prager Formel“ – wurde 1962 vorgeschlagen und 1967 von der IASPEI empfohlen; sie bildet die Grundlage der standardisierten M _{_s20} -Skala (M_{s_20}, M _{_s (20)}). ^{[ 42 ]} Eine Breitbandvariante ( M_{s_BB} , M _{_s (BB)} ) misst die größte Geschwindigkeitsamplitude in der Rayleigh-Wellenfolge für Perioden bis zu 60 Sekunden. ^{[ 43 ]} Die in China verwendete M _{_S7} -Skala ist eine für den Einsatz mit dem chinesischen Langperiodenseismographen „Typ 763“ kalibrierte Variante von M _{_s .} ^{[ 44 ]}

Die in einigen Teilen Russlands verwendete MLH-Skala ist eigentlich eine Oberflächenwellenmagnitude. ^{[ 45 ]}

Andere Magnitudenskalen basieren auf Aspekten seismischer Wellen, die die Kraft eines Erdbebens nur indirekt und unvollständig widerspiegeln, weitere Faktoren einbeziehen und in der Regel hinsichtlich Magnitude, Herdtiefe oder Entfernung begrenzt sind. Die Momentenmagnitudenskala – Mw oder M _{_w} –, die von den Seismologen Thomas C. Hanks und Hiroo Kanamori entwickelt wurde ^{[ 46 ]} , basiert auf dem seismischen Moment M₀ eines Erdbebens. Dieses Moment ist ein Maß dafür, wie viel Arbeit ein Erdbeben verrichtet, um zwei Gesteinsschichten aneinander vorbeizuschieben ^{[ 47 ].} Das seismische Moment wird im SI -System in Newtonmetern (Nm) oder im älteren CGS -System in Dynzentimetern (dyncm; 1 dyncm = 10^{^-7} Nm ) gemessen . Im einfachsten Fall lässt sich das Moment berechnen, wenn nur die Gleitmenge, die Fläche der aufgebrochenen oder abgerutschten Oberfläche und ein Faktor für den auftretenden Widerstand oder die Reibung bekannt sind. Mithilfe dieser Faktoren lässt sich die Stärke vergangener Erdbeben an einer bestehenden Verwerfung abschätzen oder abschätzen, was in Zukunft zu erwarten ist. ^{[ 48 ]}

Das seismische Moment eines Erdbebens lässt sich auf verschiedene Weisen abschätzen. Diese Methoden bilden die Grundlage der Skalen M _{_wb ,} M _wr, M_{_wc} , M _{_ww} , M _{_wp} , M _{_i} und M _{_wpd}, die allesamt Untertypen der allgemeinen M _{_w} -Skala sind. Weitere Informationen finden Sie unter Momentenmagnituden-Skala § Untertypen .

Das seismische Moment gilt als objektivstes Maß für die Stärke eines Erdbebens in Bezug auf seine Gesamtenergie. ^{[ 49 ]} Es basiert jedoch auf einem einfachen Bruchmodell und bestimmten vereinfachenden Annahmen; es berücksichtigt nicht, dass der Anteil der als seismische Wellen abgestrahlten Energie von Erdbeben zu Erdbeben variiert. ^{[ 50 ]}

Ein Großteil der Gesamtenergie eines Erdbebens, gemessen mit M_{_w,} wird durch Reibung dissipiert (was zu einer Erwärmung der Erdkruste führt). ^{[ 51 ]} Das Potenzial eines Erdbebens, starke Bodenerschütterungen zu verursachen, hängt vom vergleichsweise geringen Anteil der Energie ab, der als seismische Wellen abgestrahlt wird, und lässt sich besser auf der Energiemagnitudenskala M_e messen . ^{[ 52 ]} Der Anteil der Gesamtenergie, der als seismische Wellen abgestrahlt wird, variiert stark in Abhängigkeit vom Herdmechanismus und der tektonischen Umgebung; ^{[ 53 ]} M _{_e} und M _{_w} können bei sehr ähnlichen Erdbeben um bis zu 1,4 Einheiten voneinander abweichen. ^{[ 54 ]}

Trotz ihrer Nützlichkeit wird die Me _{- Skala aufgrund von Schwierigkeiten bei der Abschätzung der abgestrahlten seismischen Energie im Allgemeinen nicht verwendet.} ^{[ 55 ]}

K (vom russischen Wort класс, „Klasse“, im Sinne einer Kategorie ^{[ 56 ]} ) ist ein Maß für die Magnitude von Erdbeben im Energieklassen- oder K-Klassensystem . Es wurde 1955 von sowjetischen Seismologen in der abgelegenen Region Garm ( Tadschikistan ) in Zentralasien entwickelt und wird in überarbeiteter Form noch heute für lokale und regionale Erdbeben in vielen ehemaligen Sowjetrepubliken (einschließlich Kuba) verwendet. Basierend auf der seismischen Energie (K = log E _S , in Joule ) führten Schwierigkeiten bei der Umsetzung mit der damaligen Technologie zu Überarbeitungen in den Jahren 1958 und 1960. Die Anpassung an lokale Gegebenheiten hat zu verschiedenen regionalen K-Skalen geführt, wie z. B. K _F und K _S . ^{[ 57 ]}

K-Werte sind logarithmisch, ähnlich den Magnituden nach Richter, haben aber eine andere Skalierung und einen anderen Nullpunkt. K-Werte im Bereich von 12 bis 15 entsprechen ungefähr Magnituden von M 4,5 bis 6. ^{[ 58 ]} M(K), M _(K) oder möglicherweise M _K bezeichnet eine aus einer Energieklasse K berechnete Magnitude M. ^{[ 59 ]}

Erdbeben, die Tsunamis auslösen, verlaufen im Allgemeinen relativ langsam und setzen dabei mehr Energie über längere Perioden (niedrigere Frequenzen) frei, als üblicherweise zur Magnitudenmessung verwendet werden. Jede Abweichung in der spektralen Verteilung kann zu größeren oder kleineren Tsunamis führen, als aufgrund der nominalen Magnitude zu erwarten wäre. ^{[ 60 ]} Die Tsunami-Magnitudenskala M_{_t} basiert auf einer Korrelation von Katsuyuki Abe zwischen dem seismischen Moment eines Erdbebens (M _₀ ) und der Amplitude von Tsunamiwellen, gemessen mit Pegelmessgeräten. ^{[ 61 ]} Ursprünglich zur Abschätzung der Magnitude historischer Erdbeben entwickelt, für die zwar Gezeitendaten, aber keine seismischen Daten vorliegen, lässt sich die Korrelation auch umkehren, um die Gezeitenhöhe aus der Erdbebenmagnitude zu berechnen. ^{[ 62 ]} (Nicht zu verwechseln mit der Höhe einer Flutwelle oder dem Auflauf , der ein von der lokalen Topographie abhängiger Intensitätseffekt ist.) Unter rauscharmen Bedingungen können Tsunamiwellen von nur 5 cm Höhe vorhergesagt werden, was einem Erdbeben der Magnitude M ~6,5 entspricht. ^{[ 63 ]}

Eine weitere Skala von besonderer Bedeutung für Tsunami-Warnungen ist die Mantelmagnitudenskala, M _m . ^{[ 64 ]} Diese basiert auf Rayleigh-Wellen, die in den Erdmantel eindringen, und kann schnell und ohne vollständige Kenntnis anderer Parameter wie der Tiefe des Erdbebens bestimmt werden.

M _{_d} bezeichnet verschiedene Skalen, die die Magnitude anhand der Dauer oder Länge eines Teils der seismischen Wellenfolge abschätzen. Dies ist besonders nützlich zur Messung lokaler oder regionaler Erdbeben, sowohl starker Erdbeben, die den Seismometer über den Messbereich hinaus treiben können (ein Problem der früher verwendeten analogen Instrumente) und die Messung der maximalen Wellenamplitude verhindern, als auch schwacher Erdbeben, deren maximale Amplitude nicht genau gemessen wird. Selbst bei weit entfernten Erdbeben liefert die Messung der Erschütterungsdauer (zusätzlich zur Amplitude) ein besseres Maß für die Gesamtenergie des Erdbebens. Die Messung der Dauer ist in einigen modernen Skalen, wie z. B. M _{_wpd} und mB_{_c} , enthalten . ^{[ 65 ]}

Die _MC- Skala misst üblicherweise die Dauer oder Amplitude eines Teils der seismischen Welle, der Coda . ^{[ 66 ]} Bei kurzen Entfernungen (weniger als ~100 km) können sie eine schnelle Abschätzung der Magnitude ermöglichen, bevor der genaue Ort des Bebens bekannt ist. ^{[ 67 ]}

Die Magnitudenskalen basieren im Allgemeinen auf instrumentellen Messungen bestimmter Aspekte der seismischen Welle, wie sie in einem Seismogramm aufgezeichnet werden. Wo solche Aufzeichnungen nicht existieren, können Magnituden anhand von Berichten über makroseismische Ereignisse, wie sie beispielsweise in Intensitätsskalen beschrieben werden, geschätzt werden. ^{[ 68 ]}

Ein Ansatz hierfür (entwickelt von Beno Gutenberg und Charles Richter im Jahr 1942 ^{[ 69 ]} ) setzt die beobachtete maximale Intensität (vermutlich über dem Epizentrum), bezeichnet mit I ₀ (großes I mit tiefgestellter Null), in Beziehung zur Magnitude. Es wurde empfohlen, die auf dieser Grundlage berechneten Magnituden mit M _w (I ₀ ) zu bezeichnen ^{[ 70 ]} , sie werden aber manchmal auch mit dem allgemeineren M _ms bezeichnet .

Ein anderer Ansatz besteht darin, eine Isoseismenkarte zu erstellen, die das Gebiet darstellt, in dem eine bestimmte Intensität wahrgenommen wurde. Die Größe des „wahrgenommenen Gebiets“ kann auch mit der Magnitude in Beziehung gesetzt werden (basierend auf den Arbeiten von Frankel 1994 und Johnston 1996 ). Während die empfohlene Bezeichnung für so abgeleitete Magnituden M _₀ (An) lautet ^{[ 70 ],} ist die gebräuchlichere Bezeichnung M _{_fa} ^{[ 71 ]} . Eine Variante, M_{_La} , angepasst an Kalifornien und Hawaii, leitet die lokale Magnitude (M_{_L} ) aus der Größe des von einer bestimmten Intensität betroffenen Gebiets ab ^{[ 41 ]} . M _I(Großbuchstabe „ I“, im Gegensatz zum Kleinbuchstaben in M _i) wurde für Momentenmagnituden verwendet, die aus nach Johnston 1996 berechneten Isoseismenintensitäten geschätzt wurden ^{[ 72 ]} .

Die maximale Bodenbewegungsgeschwindigkeit (PGV) und die maximale Bodenbeschleunigung (PGA) sind Messgrößen für die Kraft, die zerstörerische Bodenerschütterungen verursacht. ^{[ 73 ]} In Japan liefert ein Netzwerk von Starkbeben-Beschleunigungsmessern PGA-Daten, die eine standortspezifische Korrelation mit Erdbeben unterschiedlicher Stärke ermöglichen. Diese Korrelation kann umgekehrt werden, um die Bodenerschütterung an diesem Standort aufgrund eines Erdbebens einer bestimmten Stärke in einer bestimmten Entfernung abzuschätzen. Daraus kann innerhalb weniger Minuten nach einem tatsächlichen Erdbeben eine Karte erstellt werden, die Gebiete mit wahrscheinlichen Schäden aufzeigt. ^{[ 74 ]}

Es wurden zahlreiche Magnitudenskalen für Erdbeben entwickelt oder vorgeschlagen, von denen einige nie breite Akzeptanz fanden und nur noch als obskure Referenzen in historischen Erdbebenkatalogen zu finden sind. Andere Skalen wurden ohne eindeutigen Namen verwendet und oft als „die Methode von Smith (1965)“ (oder ähnlich) bezeichnet, wobei die Autoren ihre Methode häufig überarbeiteten. Hinzu kommt, dass seismologische Netzwerke die Messung von Seismogrammen unterschiedlich handhaben. Sind die Details der Magnitudenbestimmung unbekannt, wird die Skala in Katalogen als „unbekannt“ (z. B. Unk , Ukn oder UK ) angegeben. In solchen Fällen gilt die Magnitude als allgemeiner und ungefährer Wert.

Die Bezeichnung M _{_h} („manuell bestimmte Magnitude“) wird verwendet, wenn die Magnitude zu gering oder die Daten (typischerweise von analogen Geräten) zu ungenau sind, um eine lokale Magnitude zu bestimmen, oder wenn mehrere Beben oder kulturelle Störungen die Aufzeichnungen verfälschen. Das Southern California Seismic Network verwendet diese „Magnitude“, wenn die Daten die Qualitätskriterien nicht erfüllen. ^{[ 75 ]}

Ein Sonderfall ist der Erdbebenkatalog „Seismicity of the Earth“ von Gutenberg & Richter (1954) . Er gilt als Meilenstein, da er einen umfassenden globalen Erdbebenkatalog mit einheitlich berechneten Magnituden darstellt ^{[ 76 ]} . Die Autoren veröffentlichten jedoch nie die vollständigen Details ihrer Berechnungsmethode ^{[ 77 ]} . Daher bezeichnen einige Kataloge diese Magnituden als M_{_GR} , andere hingegen als UK (was „Berechnungsmethode unbekannt“ bedeutet) ^{[ 78 ]} . Eine nachfolgende Studie ergab, dass viele der M_{_s}-Werte „erheblich überschätzt“ wurden ^{[ 79 ]} . Weitere Untersuchungen zeigten, dass die meisten M _{_GR} -Magnituden „bei großen Beben in Tiefen unter 40 km im Wesentlichen M _{_s} entsprechen , bei großen Beben in Tiefen von 40–60 km jedoch im Wesentlichen mB“. ^{[ 80 ]} Gutenberg und Richter verwendeten ebenfalls ein kursives, nicht fettgedrucktes M ohne Index ^{[ 81 ]} – ebenfalls als allgemeine Größenbezeichnung, nicht zu verwechseln mit dem fettgedruckten, nicht kursiven M für die Momentenmagnitude – sowie eine „einheitliche Magnitude“ m (Hervorhebung hinzugefügt). ^{[ 82 ]} Obwohl diese Begriffe (mit verschiedenen Anpassungen) bis in die 1970er Jahre in wissenschaftlichen Artikeln verwendet wurden, ^{[ 83 ]} sind sie heute nur noch von historischem Interesse. Ein gewöhnliches (nicht kursives, nicht fettgedrucktes) großes „M“ ohne Index wird oft allgemein für die Magnitude verwendet, wenn ein exakter Wert oder die verwendete Skala keine Rolle spielt.

• Ausmaß der Vollständigkeit
• Epizentrale Entfernung

• Perspektive: Ein grafischer Vergleich der freigesetzten Erdbebenenergie – Pazifisches Tsunami-Warnzentrum
• USGS ShakeMap liefert Karten der Bodenbewegung und der Erschütterungsintensität nahezu in Echtzeit nach bedeutenden Erdbeben.