理论到时：发震时刻+台站和震源的距离/传播速度
理论走时：台站和震源的距离/传播速度
地震学基础：https://wenku.baidu.com/view/1f24151b7375a417866f8f4c.html
震级：近震震级标度ML，面波震级标度Ms，体波震级标度Mb。
ML=lg(A)+R(△)
A：地震记录最大振幅相应的地动位移（um），应取两个水平分量最大振幅的几何平均值计算，在实际中常取两个水平分量的最大振幅的算术平均值；R(△)量规函数，与震中距△有正变关系，并与记录仪类型有关。
最大振幅23mm，仪器的最大放大倍数2000，换算成真实的地动位移（11.5um）
Ms = lg(A/T)max+c1lg(△)+c2
A地震记录的最大面波振幅的地动位移（um,一般取瑞利波两个水平分量最大合成位移），T周期（s）
Mb = lg(A/T)max+Q(△,h)
A地震记录的最大体波振幅，T周期（s），Q(△,h)震级起算函数，是震中距△和深度h的函数。
矩震级Mw
Mw = 2/3lgM0 - 6.06 M0的单位是N*m
由于地震波受能量辐射花样的方位性，地震波传播路径的影响、记录台台基效应的影响等，不同台测定同一地震的震级值会有所不同。精度0.3
主要体波震相起始之间的时间差在震中距D<10°,小于3分钟；D<60°,小于16分钟；D<100°,小于30分钟；D<180°，小于45分钟。
尾波持续时间主要取决于事件的大小，因为可用于计算震级MD.
信号持续时间，尤其是面波出现之前的第一个体波到达时间与最后一个可识别的体波起始之间的时间间隔差可用来粗略地估计事件是地方震，区域震还是远震。
初动的拾取：信噪比，斜率，振幅大小
数据中心所发布的第一次快速的震中和发震时刻只是初步的估算，通常也只是基于初至的。他们的改进，尤其是与震源深度有关的改进，要求拾取更可靠的初动时间和识别后续到达的波。
在远距离上，面波只在长周期和宽带地震图上可见，几何扩散比三维传播的体波要小。浅源地震事件的记录中，面波振幅优于体波。但是，震源深度增加时，面波振幅相对于体波振幅就减小了，波长越短，衰减越强。当非频散的体波形成较短持续时间的波列时，面波频散会引起振幅缓慢增强继而减弱的长波序列，较长周期的波首先到达。
如果震中距相同，天然地震的S波振幅大约是P波振幅的5倍
浅源地震：深度：0~70km，中源地震：深度70~300km，深源地震300~700km，震源深度大于70km的也常常称为深源地震。
精确的确定震源深度h，就必须要求台网的有效性（台网中至少有一个台站非常靠近震源，例如该台站的震中距D<h），或者能够识别深度震相。
快速播报震源深度，假定为0~33km，没有深度震相走时曲线或者走时表时，可利用走时差△t（pP-P）根据经验关系快速粗略估算震源深度
hr[in km ]≈△t（pP-P）/2[in s]×7（for h<100km）or ×9(for h>300km)
天然地震和核爆炸
地下核爆炸的震源过程比地震剪切破裂要简单得多，与地震相比，核爆炸产生的P波具有更多的高频成分，也更像脉冲并在所有方向上都有压缩性的初动。地下核爆炸所产生的S波和长周期的棉粕的振幅小。
如果很好的标定了三分向宽带和（或）长周期记录，那么就可能对足够强的地方事件（Ml>3）和远距离事件（Mb>5）进行定位。在20°~145°距离范围内所定位的震中的均方差小于300km，
对于远震P波，有效滤波器包括巴斯特高通滤波器，其拐点频率fc>0.5HZ；标准带通滤波器，中心频率f=1HZ；对于地方震源，使用高通滤波器，其拐点频率fc=1.0HZ。
只有那些能够增强短周期信号振幅的资料才适合用来研究地球内部的精细结构以及准确读出短周期P波初至到时和振幅。相反，与位移成成正比的宽带地震图以及长周期滤波后的地震图抑制了信号的高频成分。这样的数据更适合用于常规面波震级的估计和大多数后续震相的识别。
波束生成：通过叠加台阵的相干信号，波束生成能够提高地震信号的信噪比(SNR)。每一个台站的信号相对于参考台站的延时做时移。延时依赖于慢度和方位角，而慢度和方位角可以通过f-k分析得到。延时的信号按震相相加产生了波束。SNR将提高根号N
偏振分析：偏振分析的任务是将三分向地震图转换为射线方向的坐标系统。为识别波的偏振和研究剪切波分裂，将传统的三分向N,E,Z旋转到射线方向的坐标系，或者R（径向，朝向震中）,T（垂直于震中方向）方向的坐标系。这样做特别适合后续震相的识别。
常规地震分析软件
1 SHM 能够处理局部区域及远震事件，用于Grafenberg台阵和德国区域台阵数据分析。
2 SEISAN 区域或全球震相拾取、谱分析、方位角确定、绘图和其他一些应用。
3 PITSA 数字信号处理及常规分析
4 GIANT 对一大批非均匀的地震数据进行异质性分析的软件系统。
5 PCEQ和定位软件HYPO71结合广泛用于本地事件处理
地震图分析
地方震的地震图主要特征是记录的持续时间较短（通常大约从几秒到一分）、高频成分丰富、波形具有明显的包络特征。
远震（震中距>13°）记录中记录了低频波（因为高频能量由于弹性衰减和散射波衰减掉了），持续时间从15min到几小时不等。
震相：沿着不同路径到达台站的波群叫做震相。
对于近震事件，有多重定位方法（ORFEUS软件）。震相拾取、平面波法以及f-k法可用于远震。利用台阵、台网数据，根据震相的走时差，就能够相当可靠的估算出震中距。结合慢度值及三分向记录得出的方位角估计值，仅用单台站记录可进行震源定位。深度震相可用来确定震源深度。不同震相的振幅和周期用于计算震级。体波和面波都能用于计算震级。
近震（0°<D<13°）
又穿过地壳沿不同的路径传播的P波和S波震相决定，这些震相被称为“地壳震相”。Pg，Sg典型的速度分别为5.5~6.5km/s和3.2~3.7km/s
近震观测到的震相
Pg，Sg是由位于地壳上不或中部的源传播到台站的直达波；在120km范围内第一个到达的P波和S波
Pmp和Sms均为莫霍界面的反射波；
Pn和Sn分别为沿莫霍界面或紧沿旗下的临界折射波，超过200kmPn先于Pg到达，Pn和Sn在震中距超过600~800km后，成为主要震相；
Pb和Sb在地壳中部界面发生临界折射或者在下地壳偶转折点的震相
Sg和Sms是近震记录中最强的体波
Pg和Pmp至少到200~400km的距离内在记录的初期具有最大振幅；
1 地壳速度结构横向变化使得某些台站的实际到时和理论到时一致，而另外一些台站却不一致。
2 Pg和Sg的振幅比随方位角变化很大。这是由于P波和S波辐射花样不同。这一事实可以用来腿短地震的断层面解。
通常，对于近地表地震并且距离小于400KM时，Pn的振幅比Pg的要小得多。然而对于较远的距离，Pn和Sn的相对振幅有所增大，而成为主要震相。
远震（13°<D<180°）