根據地震波記錄測定的一個沒有量綱的數值，用來在一定範圍內表示地震的相對大小（強度）。震級的大小同震源輻射的地震波強度有關，與地震烈度不同。震級代表地震本身的強弱；烈度表示同一次地震在地震波及的各個地點所造成的影響的程度，它與震源深度、震中距、方位角、地質構造以及土壤性質等因素有關。
震級作為一個觀測項目是1935年美國地震學傢裏克特 (C.F.Richter)首先提出的。最初的原始震級標度隻適用於近震和地方震，所用地震儀儀是伍德－安德森扭擺式地震儀。裡克特發現，在lgA-Δ圖上（A為以毫米為單位的最大記錄振幅，Δ為震中距），不同地震的振幅變化曲線大體上彼此平行，即可以通過平移而互相疊合。因此，兩條曲線之間的縱向差距差不多是處處相等的。也就是說，任何兩次大小不等的地震，其最大記錄振幅的對數之差與震中距無關。這表示，在任何一個震中距上比較不同地震的相對大小，可以近似地得到同樣的數值。裡克特在以上研究的基礎上，提出瞭計算震級M的公式：
M=lgA-lgA0，
式中 A是某一待測震級地震在標準地震儀上的最大記錄振幅；A0是作為比較標準的另一個已知地震在同一震中距上的最大記錄振幅。裡克特規定這個標準地震，在震中距為100公裡處用伍-安式地震儀記錄到的最大振幅為10-3毫米。如果A=A0，則有M=0（當A＜A0時，M＜0），所以這個標準地震稱為零級地震。式中第二項-lgA0是震中距的函數，稱為起算函數或標定函數。這個函數是由觀測確定的(見圖)。
1945年，B.古登堡發表瞭關於震級問題的3篇論文，把震級的應用推廣到遠震和深源地震，奠定瞭震級體系的基礎。他用周期為20秒的面波定義瞭面波震級MS。對於面波不發育的深源地震，古登堡和裡克特研究瞭用體波的P波、S波和pP波定震級的方法。
目前廣泛采用的震級標度有以下幾種：
地方震或近震震級標度 ML 用短周期地震儀記錄地方震和近震的短周期振動，周期范圍大約是0.1～2.0秒。中國的ML標度是1959年制定的，其計算公式是：
ML=lgAμ-R(Δ)+CS，
式中Aμ是近震記錄上兩水平分向最大地動振幅的算術平均值，以微米μ為單位；R(Δ)由裡克特的原始震級標度的起算函數折合而成；CS為臺站校正值。
面波震級標度MS 用寬頻帶地震儀記錄遠震面波，用面波地動位移的振幅（以微米為單位）和周期（以秒為單位）來計算震級。古登堡的面波震級規定使用周期為20秒左右的面波記錄。中國的面波震級標度不以20秒周期為限，其計算公式為：
式中A為兩水平分向地動位移的矢量合成振幅；T為相應的周期，要求比值
相應於面波中之最大者；σ(
Δ)為面波震級起算函數，是根據6個國際地震臺的震級資料和北京地震臺的面波記錄資料求得的。
1971年，根據中國地震觀測資料，求得MS與ML的經驗關系式為：
MS=1.13ML-1.08。
面波震級標度MS比較適用於從遠處測定淺源大地震的震級，而且各國地震機構的面波震級測定結果也比較一致，因此世界各國在公佈和交換有關震級的情報時，一般都使用面波震級。這就是通常報刊上提到的裡氏震級。
體波震級標度mb 用遠震體波P、S、pP的振幅（單位為μ）和相應的周期（單位為秒）來計算震級。中國的體波震級標度沿用古登堡和裡克特1956年發表的起算函數等值線圖，其計算公式是：
式中第一項的形式與面波震級標度相同。對於S波，A是兩水平分向地動位移的矢量合成振幅；對於P和pP波，可用垂直向的振幅，也可用兩水平分向的合成振幅。與面波震級標度不同的是，起算函數Q是震中距Δ和震源深度h的函數。計算時需要從起算函數等值線圖(通稱Q值圖)中去查出 Q值。體波震級標度主要用來測定深源地震的震級。
矩震級MW 1977年美國地震學傢金森博雄提出震級飽和的問題。他認為，MS在8級以上的巨大地震如果仍用20秒面波震級標度MS去測定震級，則所得數值將偏小。這是因為巨大地震的震源斷裂尺度長達數百公裡，從震源區輻射出長周期波，帶有巨大的能量，但震源輻射出的20秒面波強度並沒有相應的增長，因此面波震級不再能真實地反映地震的大小。金森博雄建議對大地震使用新的震級標度──矩震級MW。其方法是從震源物理的研究中測定地震矩M0，直接算出一次地震的地震波輻射能量，然後通過能量-震級公式lgE=11.8+1.5MS算出震級的數值。1960年5月22日智利大地震的面波震級MS僅為8.5，而按新的標度算出的矩震級MW竟達9.5，能量相差30倍。矩震級的引入可以解決面波震級的飽和問題，但其測定方法還不完善，測量精度尚需提高。