地震观测是用地震仪器记录天然地震或人工爆炸所产生的地震波形，并由此确定地震或爆炸事件的基本参数（发震时刻、震中经纬度、震源深度及震级等）。地震观测之前有一系列的准备工作，如地震台网的布局，台址的选定，台站房屋的设计和建筑，地震仪器的安装和调试等。仪器投入正常运转后，便可记录到传至该台的地震波形（地震图）。对地震图加以分析，识别出不同的震相（波形），测量出它们的到达时刻、振幅和周期，就可以利用地震走时表等定出地震的基本参数。将所获得的各次地震的参数编为地震目录，定期以周报、月报或年报的形式出版，成为地震观测的成果，也是地震研究的基本资料。

公元138年，中国东汉时期的科学家张衡设置在洛阳的一台候风地动仪检测到了一次发生在甘肃省内的地震。这是人类历史上第一次用地震仪器检测到地震。

1889年英国人米尔恩（J.Milne）和尤因（J.A.Ewing）安置在德国波茨坦的现代地震仪记录到了发生在日本的一次地震，获得了人类历史上第一张地震图。

以后的几十年中，地震观测水平有了很大提高20世纪60年代初期开始，美国海岸和大地测量局（USCGS）设置了包括120个分布在世界各地的标准化仪器台站，称为世界标准地震台网（WWSSN）世界多地震的国家也陆续建立了各种尺度的地震台网。全球范围内，由国际地震学中心收集和整理来自世界各地约850个地震台的观测数据，用计算机测定地震基本参数，并编辑出版国际地震中心通报（BISC）。

1949年中华人民共和国成立后，几个多地震的省份都设立了区域地震观测网，全国已有20多个基准台参加了国际地震中心的资料交换。

为了研究某一地区的地震活动，可布置一个区域台网，由几十个至百余个地震台组成，各台相距数公里，或几十至百余公里。各台检测到的地震信号多是用有线电或无线电方法迅速传至一个中心记录站，加以记录处理。对于某些特殊任务，例如地下核爆炸的侦察，可布设一个由几十个地震台组成的、排列形式特殊的台阵，使台阵对某个方向来的地震波特别敏感，并抑制噪声。为了研究大震的余震，或为在预期将发生地震的地区观测前震和主震，还可布设一个由10～20个地震台组成的临时台网或流动台网。各台所收到的地震信号多是用无线电方法传至一个临时记录中心加以记录，或在各无人管理的地震台上用慢速磁带记录。地震活动平息后，即可转移到其他地区进行观测。一般认为，研究全球的地震活动应每隔1000公里左右就设置一个设备较完善的地震台。

获得地震图后，就可依据地震波形及其到时来测定地震参数。在对地震图进行分析处理时，首先要根据波形特征和波动持续时间来判断该地震是属于地方震、近震，还是远震或极远震。其次根据面波是否发育来判断该地震是属于浅源地震，还是属于中源或深源地震。在此基础上较易于正确地识别各震相。

由多年观测的数据，可把从已知地震的震中至已知地震台的距离 （震中距）和各震相从震源传播到各地震台所需的时间（该震相的走时）编列成走时表或绘成一组走时曲线。当发生一个新地震时就可利用某两种波的走时差来求得震中位置。

例如，P波的传播速度比S波快，因此P波同S波的到时差愈大，震中距就愈大，即地震愈远。量得了这个到时差S－P，就可以从走时表或走时曲线上查出震中距。另外，把记录到的P波的3个分量的振幅（P波最先到达，且最清楚）除以仪器的放大倍数，折算为地动位移的大小；将3个分量合成地动矢量，即可判明地震波传来的方向。有了距离和方向，即可定出震中位置。仅用一个台的数据所定的震中位置很不准确，如果用许多台的数据则精度可以提高。

例如采用3个台的数据，可以求得3个震中距，以3个震中距为半径，以各台为圆心，则所作的3个圆相交于一点或近似相交于一点，这点即为震中。在较近的距离，还有其他震相可以利用，作图方法也有许多种。震中距超过1000公里时，便不能把地面视作平面，而必须考虑地面的曲度，必须用球面三角方法来计算震中位置。

上述作图方法虽然直接、简单，但对远震则很不适用，特别是方位如有微小误差，在远处就可能引起很大的误差。常用的方法是先假定一个大致的震中位置和震源深度，由此计算出地震波从震源传播至各地震台的走时，并与实际观测值相比较，然后对假定的震中位置和震源深度略加修正，再重复上项计算，如此迭代直至误差小到令人满意为止。此法能尽多地利用各台站的观测数据，所得结果较准确。

地震观测系统中的计时工作称为时间服务。必须准确地测定地震波各个震相的到达时刻，并在记录地震波形的同时记录下来，才能对地震作进一步的研究。为此，要通过一定的装置使记录器同一个计时器相接，在地震图上记下秒号、分号和时号。以前地震台上计时是使用机械钟，多采用石英钟，每日误差不超过几毫秒或几十毫秒。地震台上还备有无线电接收机，按时接收无线电台或人造卫星上发来的标准时刻信号，对台上的时钟加以校准。

一般计时和计算日序都使用世界时，通用世界协调时（UTC）。为了监测某一地区的地震活动，并同当地生活日程一致，可以使用地方时。但国际上交换资料时应一律换算成世界时。

如果是近震可用作图法测定。从震源到地震台的震源距离 D同S波与P波的到时差S－P成正比。其比值叫虚波速度，即在该区域内S波速度的倒数同 P波速度倒数的差。在不大的范围内其值尚稳定。倘若共有3个台观测到某地震，就可以此3台为中心，以此3台所测到的S－P乘以虚波速度为半径，画3个向下的“半球面”，此3个“半球面”相交之点即为震源。其深度可用简单平面作图法求得。如为远震则不能用此法。远震发出的波有一部分P波从震源直接传至地震台，另有一部分P波先近乎垂直地传至地面，经反射后再传至地震台，名pP波。因pP波与P波的到时差是震源深度与震中距的函数，由此即可计算震源深度。当这类震相辨认不清时，测定震源深度即很困难。

地震的大小或强弱以震级表示。地震愈大，地震的震级数愈大。地震仪上所记到的地动位移振幅除同地震震级有关外，还同震中距、仪器的自然周期和放大倍数、仪器的安置方式、地震波的传播途径以及台站的地质条件等有关。

传播途径和台站地质条件的影响常视为一种固定的改正值；仪器的性能和安置也是不轻易改变的，故从地震图上量得地震波的最大幅度（及地震波的周期）以后即可计算震级。

近震多是用短周期仪器记得的，测其 S波的最大振幅，除以放大倍数（折合成地动位移，以微米计），取其常用对数，再加上改正值即得近震震级，以ML表示。对远震则多是测量周期为20秒左右的面波振幅（地动位移，单位为微米）除以地震波的周期，取其常用对数，再加上与震中距有关的常数，即得面波震级，以MS表示。对深源地震因其面波不发育，计算P波或S波的水平分量的主振动振幅（地动位移，以微米计）和其周期之比，取其常用对数，再加上同震中距有关的常数而得到体波震级，用表示。这3种震级（ML、MS、）的定义不同，其间有系统性差异。

基本作用理论又叫作用现象理论。这一理论强调：○1作用是现象，作用现象的量叫作用量，力是作用速度；○2动量生成作用量；○3相对动量生成相对作用量；○4运动物自身的动量是控制其自身运动的作用量，记为A0；○5在碰撞现象中，作用物相对于受作用物运动的动量等于作用量，记为A；相对于作用物，受作用物获得的动量增量等于实作用量，记为AT；○6受作用物的运动受初始作用量（又叫它自身的初动量，也叫控制它自身运动的初始作用量）A0和它接受外界作用获得的实作用量AT之向量和。即，设作用物的质量是 m，它的运动初速度是v，它在外界作用中获得的实作用量是AT，那么，控制它运动的作用量是

A=A0+AT=mv+AT.

若它受的外力是 F，它运动和受作用的时间是t，那么，控制它作曲线运动的作用量是

A=A0+Ft.

虚实作用理论强调：○1作用由虚作用和实作用两部分组成。物质受作用叫实作用，空间受作用叫虚作用。占有空间、出让空间、躲闪、屏护等现象是虚作用，冲撞、阻挡是实作用。○2虚作用量AF等于虚度E与作用量A之积。○3实作用量AT等于实度T与作用量A之积。○4虚度是说明受作用物的软弱、松散、可动、可侵、可变等状态特征的自然参数；实度是说明受作用物刚强、坚固、不可动、不可侵、不可变等状态特征的参数。○5由自然的对立统一规律所决定，虚度E和实度T之和等于1.但是，虚度和实度两者相互对立，分别反映物体性质的正反两个方面。○6虚作用和实作用也具有对立统一规律。因此，虚作用量AF与实作用量AT之和等于作用量；虚力FF=AF/t与实力FT=AT/t之和等于力F.

根据作用学，力学中的合力、阻力（反作用力）和力与作用学中的虚力、实力和力存在统一关系。作用在受作用面上的合力等于受作用面受的虚力，作用在受作用面上的实力等于受作用面受的阻力（作用物受的反作用力）的负值；作用面受的力在力学中与在作用学中的含义相同。在具体问题研究时，我们可以将受作用体看作是一个受作用面。

为了消除相对性问题，作用学强调物质关系变化的观测研究。

设 m1和m2分别是两地质体的质量，d0是两者间的初始距离，l1和l2分别是两者的地壳运动距离，其中，l1=v10t+a1t2/2=v10t+F1t2/2m1，l2=v20t+a2t2/2=v20t+F2t2/2m2，则有 m1与 m2间的物质关系变化量为

△φ=△m1m2r=m1m2(dt-d0)=△m1m2l

=m1m2（l2-l1）=m1m2∫0t[（v20+∫0tF2dt/m2）-（v10+∫0tF1 dt/m1）]dt

控制两者关系变化的“力”是F=m1m2a=m1F2-m2F1.但实际上，F根本不是力，只是关系变化加速率。如果地球质量是 M，那么，其部分m1和m2与地球间的关系距离增量分别是

△R1=R1t-R10，△R2=R2t-R20,

两者之差等于部分与部分之间的关系增量，也等于两者的运动距离之向量差，即

△R2-△R1=dt-d0=l2-l1=∫0t[（v20+∫0t F2dt/m2）-（v10+∫0t F1 dt/m1）]dt

由此可知，地球内的物质关系变化与岩体运动是相互统一的。

地震行为实际上就是地质体受作用面上的个质点的振动向四周传递而成为地震波的波动行为。而地震预测是寻找引发地震的受作用面（或受作用体）、并确定其形成的时间、预计其震动的幅度大小。

设任意两个地质点间的距离增量是△d=dt-d0，根据物质关系理论，关系变化速度

U=（v20+∫0t F2dt/m2）-（v10+∫0t F1dt/m1）

就是地壳运动速度，该方程就是地壳运动方程。当两地质点间距变化经历了漫长的微变后突然发生巨变，进而形成地震，此时，该方程就是地震运动方程。根据波动与作用间的关系

Y=∫x/ut（v+∫x/utRdt/ρ）dt

（式中，ρ表示波前质点的质量；x是ρ与波源之间的原始距离；t是波动时间；u是波的传播速度；R 是ρ受的弹性阻力），得波前质点的波速 U与质点运动初速度 v、所受阻力R之间的关系式

U= v+∫x/utRdt/ρ.

在地震发生前，地震波前和地震波源质点的运动速度

U= v+∫ x/u t Rdt/ρ

值趋近于零，地壳处于相对稳定状态，只有当

U =v+∫ x/u t Rdt/ρ

突然剧增到极大值时，地震才会发生。地震发生在震源，然后以被动波的形式向外传递。式Y=∫x/ut（v+∫x/utRdt/ρ）dt就是地震波的传递方程式。在地震传递过程中，波前面出现变形，其变形方程式是

△V=∫∫Yds=∫x/ut[（v+∫x/utRdt/ρ）dt]ds.

虽然地震总是突然发生的，但与震源有关的地壳物质和空间在地震前都会经历从缓慢变化到急剧变化的过程。地震观测就是观测地震发生前后发生在各地区的物质与空间智关系变化现象。通常，地壳物质运动或地震，都遵守行为方程，即，地震质点的运动动量行为，等于它所受的一切实作用量的向量和。

作用学的变形与抗变形理论

为使地震观测方向明确和观测数据有实用价值，作用学建立了变形、抗变形与作用之间的关系理论。作用学认为，变形量与作用量之间存在直接关系。有何种作用，就有何种变形。地壳运动与地壳变形都受地质作用控制。地壳变形与其控制作用之间的一般关系式是

△X =∫ 0 t(F+∫ 0 t R dt)dt/m= ∫0 t EAdt/m.

式中，F为驱使地壳变形的主动作用力； R是所有因F作用而生的反向作用力之向量和； m是作用物的质量，A=Ft；E是变形岩体的虚度，反映岩体的可变性能，与实度 T相反，T=1-E反映岩体的不可变性和抗变性。

要进行地震预测，我们必须进行地震观测。要进行地震观测，首先必须明确地震观测的基本任务，首先必须明确我们应该观测什么。根据作用学，地震观测至少需要确定力、阻力和虚力中的两个力和一个虚度或实度参数。即，只要能测到力、阻力和虚力三个量，我们就可以进行地震预测。因为，对地震预测最有用的是虚度和实度参数。当作用面或地质体实度很大、虚度很小时，地壳稳定不动，不发生地震；当作用面或地质体实度逐渐变小、虚度逐渐变大时，它便处于地壳运动状态，地震便趋向发生。在实度突然变为极小值、虚度突然变为极大值的那一瞬间，便是地震发生之时。而，虚度等于虚力与力之比，实度等于阻力与力之比的负值。

○1力值的测定　在实际观测中，地质体受的主动力不易测定，而地壳质点受的合力可以测定。即，根据牛顿定律，通过测定质量ρ、运动距离增量l、运动时间t来确定合力值。其数学表达式为

FF =ρd2l/dt2或FF=md2l/dt2.

若能通过对地质体周围物质和空间的动态变化来确定地质体受的驱动作用合量值，就可以获得我们所需要的虚实度参数值。即，

E=FF/F，T=1-E.

根据作用学，我们可以将所用通过地质体所在空间运动的物质相对于地质体运动的瞬间动量之合量看作是该地质体受的合力。根据力学，这个合力就等于地心引力、周围各天体的引力、自传惯性力、阳光照射产生的冲击力、大气压力、风流冲力、大气降水、地表水体、地下降水、河流等的作用力、它地质体运动产生的作用力等等的合量。

○2震中异常点的观测确定　地震发生有特定地点，但这种地点并不是固定地点。因此，地震观测必须在大区域范围、全方位进行。通过观测整个地表的差异运动，可以确定突发地震震中的地壳异常带。这项工作该怎样进行还得依赖于现代科技与当代科学家。

○3引震质量的确定　引震质量是指由相对平静到突然运动的地质块体的质量。如在岩浆热力与上涌压力作用下突然上升运动从而引发地震的地壳部分的质量就是引震质量；突然破裂、下沉运动、引发地震的深大断裂上盘的质量也是引震质量。在地震发生前后，引震质量逐渐从地壳整体中分离出来，并独立运动、呈现出明显的运动异常。通过大区域、全方位地连续观测，我们在地震即将来临之前，可以确定其质量。引震质量位于震中区，不仅通过确定引震质量可以确定地震震中，而且，其质量的大小直接关系到震级的大小，通过引震质量的确定还可以确定震级大小。因此，观测确定这个质量很重要。

另外，引震质量是否突然运动还受其周围空间条件控制，观测中掌握地壳的物质分布状态和其周围的空间环境也是非常重要的。

根据观测数据，我们可以通过绘制地壳运动等值线、分析其发展变化状况来了解掌握地震可能发生的地点、时间与强度。根据作用学，

地震发生的时间是

t=(It-I0)/ （1-T）F；

地震的强度是

It=I0+（1+T）Ft.