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。 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。
