通过专门的仪器（地震仪）记录地震波,监测地震活动,确定地震发震时刻,震级大小,震源深度;并用于研究地球内部结构。
观测地震的监测台站要求分布均匀,尽量选择基岩台址,避免干扰。观测仪器有足够高的放大倍数,且在一定频带内不失真。
震相
源于震源、介质界面、不同波型（体波、面波等）发出的地震波，在到达时间、波形、振幅、周期、和质点运动等方面具有一定特征的波形，称为震相。地震观测就是分析和解释各种震相的起因和物理意义，并利用各种震相的特征和到时推断地球内部构造和地震的震源特征，测定地震位置和震源参数。
不同观测距离范围内的特征震相不同。各国地震学家编制了各个震相的走时表，便于地震定位。
地球内部传播的主要地震波震相
老式的熏烟滚筒记录地震仪。通过电磁感应，将摆体机械运动转化为电讯号，放大后推动记录笔，笔尖在熏烟记录纸上刻画出地震波的模拟波形。现代的地震仪是数字记录式，转化为数字讯号，并直接存储在硬盘，大大方便数据的计算机自动计算处理，拓宽了观测的频带。
地震定位
确定发震时刻、地震震中和震源深度称为地震定位。
绝对定位法
①交切法
如果知道波速和波传播时间，二者乘积为震源距，则震源（点源）位于以台站为球心，震源距为半径的球面上。
以至少三个台站为球心，以各自测定的震源距为半径作出的球面是震源轨迹面，球面与地面的交线为圆，两个球面的地面交线圆又相交成连接的圆弧，圆弧的弦就是震中在地面的轨迹线。多个弦的交点即为震中，并由此根据几何关系可得震源深度。引入虚波速度便于求解。
地震定位示意图
②盖革（Geiger）法
上述方法中方位的微小误差在远处将被放大，因此远震采用盖革法。可先假定一个大致的震中位置、发震时刻和震源深度，由此计算出地震波至各地震台的走时，与实际观测值相比较，如果不符就加以修正，再重复计算，如此迭代直至误差小到令人满意为止。此法适于计算机定位。
③联合反演法
与盖革法不同之处是将地壳速度结构模型，连同每个台站的到时和震源位置一起都当成待定参数，从初始模型开始起算各台站到时，以到时残差最小为目标，用各种优化方法求得最佳值。
相对定位法
基本原理是选定一震源位置较为精确的主事件，计算发生在其周围的一群事件相对于它的位置，进而确定这群事件的震源位置。
震级-频度关系
震级越小，发生的次数越多，大震反之。1944年古登堡（B.Gudenberg）和里希特（C.F.Rechter）通过统计研究发现，地震发生次数（频度）与震级之间存在对数关系：
式中：N是震级大于或等于M的地震次数；a和b是通过统计研究确定的经验常数，此关系可绘成震级-频度曲线。尽管这种关系的物理基础至今仍不是很清楚，但已证实可应用于全球或区域尺度上一个较宽的震级范围内。
震级-频度关系曲线示例