有了地震图以后，就可以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，首先要根据波动持续时间和波形特征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、中源地震，还是属于深源地震。在此基础上正确地识别各震相就比较容易了。

（1）震中位置测定

由多年观测的数据，可以把震中距（从已知地震的震中到已知地震台的距离）和震相的走时（各震相从震源传播到各地震台所需的时间）绘成一组走时曲线或编列成走时表。当地震发生时就可以利用某两种波的走时差来求得震中位置。例如，两种地震波P波和S波，P波的传播速度比S波快，因此，P波同S波就有一个到时差。到时差越大，震中距就越大，那么地震就越远。量得了这个到时差S—P，就可以从走时曲线或走时表上查出震中距。另外，我们把记录到的P波的3个分量的振幅除以仪器的放大倍数，然后计算出地动位移的大小；再将3个分量合成地动矢量，就可以判明地震波传来的方向。有了方向和距离，就可以测出震中位置。仅用一个台的测定数据，来测定震中位置是不够精确的，如果用多个台的数据测定精确度就高多了。例如采用3个台的数据，就可以求得3个震中距，以各台为圆心，以3个震中距为半径，所作的3个圆相交于一点或近乎相交于一点，这点就是震中。如果距离比较近，还有许多震相可以利用，作图方法也有很多种。如果震中距超过1000千米时，就必须考虑地面的曲度，而不能把地面视作平面了，必须用球面三角方法来计算震中位置。

上述作图方法虽然简单、直接，但是对远震很不适用，如果方位有微小的误差，在远处就可能会引起很大的误差。现在常用的方法是先假定一个大致的震源深度和震中位置，由此计算出地震波从震源传播到各地震台的走时，并且与实际观测值相比较，然后对假定的震源深度和震中位置加以修正，再重复上项计算，如此迭代直至误差小到令人满意为止。这种方法应尽可能多地利用各台站的观测数据，以便得到比较准确的结果。

（2）发震时刻测定

测定震中位置或者是震中距离以后，就可以用公式算出或按走时表查出某个波的走时，从观测到的该波的到时中减去此值，得到的就是发震时刻。(www.daowen.com)

（3）震源深度测定

如果已经测定地震是近震时，可以用作图法测定。从震源至地震台的震源距离D同S波与P波的到时差S—P成正比。在该区域内S波速度的倒数同P波速度倒数差称为虚波速度，在不大的范围内这个值尚且稳定。如果共有3个台观测到某个地震，就可以在这3个台所测到的S—P乘以虚波速度为半径，以此3个台为中心，画3个向下的“半球面”，这3个“半球面”相交之点就是震源。用简单平面作图法可以求得其深度。如果是远震则不能用这种方法。远震发出的波有一部分P波从震源直接传到地震台，另外也有一部分P波先近乎垂直地传至地面，经反射后再传到地震台，我们把这一部分取名为PP波。因PP波与P波的到时差是震源深度与震中距的函数，由此就可以计算出震源深度。当这类震相辨认不清时，测定震源深度就很困难。

（4）震级测定

地震强弱或大小用震级表示。地震越大，震级数也就越大。地震仪上所记录到的地动位移振幅除了与震级有关外，还同仪器的自然周期和放大倍数、震中距、地震波的传播途径、仪器的安置方式以及台站的地质条件等有关。台站地质条件的影响和传播途径常被视为一种固定的改正值；仪器的安置和性能也是不轻易改变的，故从地震图上量得地震波的最大幅度以后就可以计算震级。近震多是用短周期仪器记录的，测S波的最大振幅，除以放大倍数，取其常用对数，再加上改正值就可以得到近震震级ML。远震则多是测量周期为20秒左右的面波振幅除以地震波的周期，取其常用对数，再加上与震中距有关的常数，就可以得到面波震级MS。对深源地震因其面波不发育，计算S波或P波的水平分量的主振动振幅和其周期之比，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，以MB表示。这三种震级的定义不同，其间存在着系统性的差异。

地震预测是指根据对地震规律的科学认识，预测未来地震发生的时间、地点和强度。地震预报则是在具备一定可靠程度的前提下，将地震预测的结果向公众宣布。地震预报与地震预测是两个不同的概念，不能混为一谈。