自古以来，人类对世界的好奇心促使人们试图对自然事件进行观察和测量。对自然现象的性质及成因的认识，很大程度上取决于这种测量的定量表达形式。要了解晴、雨，我们必须用气压计测量空气压力；要了解心脏的韵律，必须测量血压。对地震也是如此，引起人们不安甚至恐惧的大地震动，必须以曲线记录在胶卷上或以数字形式存在计算机里。
至于地震记录仪器，如果记载了地面震动整个过程的全部历史叫地震仪；那么仅记录地震波到达时间的仪器叫验震器。地震仪对于精确确定远处地震的位置、测量地震的大小和确定地震断层破裂的机制是必不可少的。由于地震（波）的振幅和频率变化大，设计这样的仪器不是很简单的。甚至今天，真能有效记录地震任何细节的地震仪是十分昂贵的。
3.1 张衡的候风地动仪
已知最早的地震仪是由中国学者张衡在公元132年制造的。这台艺术性的仪器被称之为"候风地动仪"。设计者的意图是让它能指示地震波产生和传来的方向。流传下来的记载仅提供了该仪器外观的详细描述。它是一个金属桶，直径大约2米，图3.1显示的是缩小的模型。有8条龙附在它的外侧，面朝着8个主要方向。在每条龙头下面有一只青蛙蹲着，它的嘴张开朝向龙。每条龙的口里含着小球，小球是由其内部某种机制通过小杠杆连接而固定在那里。很不幸，详细的内部机制没有被记录保留下来。
地震开始时，其内部机械装置之一（也许是一个摆）开始移动，导致龙嘴张开，使小球释放而落入一只青蛙嘴中。吐小球的龙所面对的方向是地震波传来的方向。据说这台仪器确实对一次震中位于远处的地震有反应。一天一只球落下，虽然当地的人没有感到地震。但几天后，骑马的信使来到城中通报两千里外的甘肃发生了地震，这事使张衡的名声大振。
我们现在知道张衡的地动仪恐怕是很简陋的。由于运动部件的机械摩擦，仪器对微小的地面震动并不一定比当地的居民们敏感。的确，他们能感受到小至重力加速度千分之一的地面加速度。再者，即使地面震动晃动地动仪内的摆，摆的方向也不能惟一地显示出震源方向。因为地震是由P波和S波组成，它们分别造成顺着波源方向前后运动和垂直波源方向的横向运动。遗憾的是，这精巧的仪器失传了。直到很久以后，才发明了能真实测量地动整个过程的仪器。
3.2 现代地震仪的诞生
在欧洲有关记录地震的仪器的最早描述是在18世纪早期，当时用摆显示地动。在1731年尼古拉斯·西里罗（Nicholas Cirrillo）就是用这种方法测到发生在那不勒斯的一系列地震的。然而，地震仪的发展是缓慢的，早期的探测器不能记录地震波到达的时间，也不能给出地动的永久记录。
在19世纪中叶，意大利人卢伊吉·帕尔米里（Luigi
Palmieri）在对维苏威火山的观测中制造了一台地震仪，它也能记录地震的时间（图3.2）。在1856年的首次使用中，帕尔米里借助他的电磁地震仪通过螺旋弹簧上一物体的运动测到地面的垂直运动，并且通过在U形管内水银的运动测到地面的水平运动。虽然帕尔米里的仪器和那个时代的其他仪器不是现代意义上的地震仪，但是它们确实能给出地震的方向、强度和持续时间，并且能对水平运动和垂直运动都有反应。
地震仪发展的另外重要一步是1892年在日本取得的，当时访日的英国工程教授约翰·米尔恩（John Milne）（1850～1913年）在他在帝国大学的同事詹姆斯·尤因（James Ewing）和托马斯·格雷（Thomas
Gray）的帮助下，研制出记录地震动随时间变化的仪器。该仪器十分轻便且操作简单，因此这种有效的工作地震仪被安装在全世界的许多地方。事实上，在1897年加州的里克天文台内由加利福尼亚大学建立和管理的北美第一座地震台上安装的就是尤因的地震仪（图3.3为该仪器记录的1906年旧金山地震的地震波动）。
虽然现代地震仪比米尔恩和他同事的地震仪复杂，但是所依据的基本原理是相同的。如果我们能不受地震的影响悬浮在空中，借助于一只下垂的铅笔并让这支笔在固定于振动地面上的一张纸上来回运动，我们就能得到地震波图。然而，由于重力存在，使得一个物体真正完全悬浮是不能实现的，地震仪中在贴地的框架上支撑一块重物，以摆锤形式使重物尽量减少与框架的联系而接近自由悬浮。当地震波振动框架时，这块重物的惯性使它落后于框架的运动。经典仪器中，这种相对运动是用笔墨记录在旋转鼓的纸上，或者利用光点照到胶片上产生类似记录，这种记录就是所谓的地震图。但现在已经有了数字式记录仪器。
地震时，地面同时在三个方向上运动：上下，东西和南北。一台地震仪仅能记录运动的三个分量中的一个。米尔恩认识到把三个独立地震仪的记录合并起来，就能重新建造在一点上运动的完整记录。垂直运动可以通过悬挂在框架上弹簧所系的重物记录下来，上下跳动的重物将留下一个记录。为了测量地面的水平运动，重物通常系在一个水平摆上，摆的摆动如同门在折叶上摆动。在多数记录中，重物与框架之间的相对运动不是真实的地面运动。实际运动必须考虑摆的运动物理学，通过计算得到。
地震仪一般必须记录振幅小到10-9米的地震波，相当于气体分子的大小。这些相对运动过去是借助机械方法放大，比如，借助一系列相连的机械杠杆或者光杠杆（从远处将光点投影到记录面上）放大它的运动。在现代地震仪中，摆与框架之间的相对运动会产生一个电信号，这个电信号被放大几千倍甚至几万倍，然后驱动电针记录到敏感的记录纸上。地震仪摆的电信号也能被记录在磁带上或以数字的形式储存在计算机中。
约翰·米尔恩于1883年推测在地球的任何一点只要借助于适当仪器就有可能记录到全球发生的所有大地震。米尔恩的预言在1889年得到证实。当时德国物理学家帕斯维奇（Paschwitz）对在德国波茨坦和沙文的精制水平摆所记录的奇异波到达的时间与报道发生在东京的破坏地震的时间相当一致而感到吃惊。日本时间是4月18日2点7分。他推断在德国记录到的扰动实际上是由东京的地震引起的。这次识别是现在称之为遥感的最早例证。它的意义是，在世界居住区和无人居住区的类似地震都可同样地被监视到。因此地质活动图像可以无偏差地被绘制出来。随着这种不受限制的全球监测，地震和地质学研究的新时代宣告开始。
米尔恩1895年回到英国，在怀特岛的赛德建立了地震台，后来该台成为著名的地震研究中心。不到几年的时间里，他就组建了第一个全球地震台网，10个台在大不列颠，30个台在国外。随着在赛德的记录积累，他开始系统地分析地震类型。
地震台的数目稳步增加，到1957年国际地震概要（International Seismological Summary）列入了大约600个地震台。国际地震概要是由米尔恩的赛德台的继承者在英国操作的一个国际组织。由于米尔恩对地震观测的贡献，他被称为现代地震学的奠基人。
现代地震仪可以不受干扰地记录地动，而且有连续提供时间记录的钟表装置，因此可以高精度地测量地震波的波长和振幅。像现代天文学依赖各种复杂的光学和射电望远镜一样，装备完善的现代地震台有各种地震仪。在理想条件下，有十分宽的频率谱，这些仪器能够记录到从遥远震源到达记录台站的地震动垂直的和两个水平的分量。
地震时，岩石的位移在整个运动中不断变化方向。从地震仪的三个分量，可以重新获得
随时间变化的完整的波动运动。目前这种连续变化形式可以以一系列椭圆轨道显示在计算机绘图屏幕上，有时它们主要是水平振动，有时则以垂直运动为主。这些地震动的完整描绘使地震学家能识别以P波、S波及面波为主的地震波类型且计算出震动的总能量。
摆的摆动和弹簧的振动都具有特征的或固有的频率，这一频率是由摆的长度和弹簧的弹性决定的。单摆自由摆动的周期保持恒定，与振幅无关。由于这种性质，地震仪的灵敏度随着地震时地动周期而变化（也就是随着地动的频率--周期的倒数而变化）。当地动前后移动的频率比摆的固有频率小很多时，摆锤相对于框架的位移记录的是地面加速度。虽然地面加速度对建筑工程师们是有用的信息，但是地震学家们通常更喜欢地震仪测量地面位移而不是地面加速度。如果地震波的频率接近摆振动的固有频率，摆的共振作用使地震波的振幅巨增。在地震波的频率远远高于摆的固有频率时，摆的重锤几乎不动。在这种情况下，给出的是地震波的真实位移，摆与框架之间的相对位移可以被放大。一般来说，一个地震台往往安设许多地震仪，这些仪器是按着对地震不同频率变化的灵敏度要求而设计的，范围从10-3赫到10赫以上。
现代地震仪已经做得十分轻便，而且能够记录到具有高保真性的高频和低频的地震波。目前使用的在60年代首次引入的电子放大器能满意地放大更低频率地震波，而这种波以前由于仪器外部噪音的干扰无法接收。由摆锤对地动的反应而产生的电压通过低噪音电路的滤波器。这些滤波器的设计使仅有科研感兴趣频率范围的地震波才能通过。然而，由于地震的频率和振幅的巨大动态范围，即使现在使用的数字化系统，也要求几个不同响应的地震仪，才能覆盖频率和振幅的整个范围。
地震仪对地面震动十分敏感。它们能记录到由海洋中巨大风暴和海浪对海岸拍打而引起的震动，以及车辆行驶和人们的活动引起的地面震动。这些背景干扰被称之为微震脉冲。即使在安静的日子里，它们产生的抖动也被绘在地震记录上。无论如何，地震仪安放的位置总是要细心选择的，以便非震源的地震动不会掩盖地震的信号。在美国加州有一个著名安静的地震台，从1964～1984年一直工作着，它位于内华达山脉西山脚下的基米斯顿小镇附近一口废弃矿井内的基岩上。因为那里离沿海岸线的海浪和人类活动遥远，平均微地面震动的振幅仅为10-8米。把地震仪放置在地下也能大大减少当地产生的通过地表土壤传播的高频面波的干扰。在几乎没有干扰背景的情况下，基米斯顿的地震仪甚至能够记录到地球另一侧地震的微弱反射信号，这种反射信号穿过地球深处带来宝贵信息。在第6章中将列举其令人惊奇的探测成果。
地震台的工作以天为单位。每天都要更换记录照相纸或者磁带，以便前一天的地震记录能被保存和分析。地震学家通过识别地震网记录的微弱抖动来辨认地震波的突然到达和解释波型。
地震学家们需要有很高的波型识别技巧才能辨认出沿不同路径在地球内部传播的P波和S波。他们寻找地震波振幅的突然增大，以及通常还伴有的波频率的变化。它们标志一个特殊地震波的抵达。然后地震学家们尽可能准确地读出该波最初开始到达的时间，精度可接近0.1秒。通常，波的振幅和周期也能被读出。
在一些较先进的观测台，地震信号是以一组有规律的离散数字序列形式储存在磁带或者高速计算机中（图3.6）。这些数字序列提供了一个连续信号的数字采样。分析人员在通过调制解调器与计算机相接的绘图屏幕上审视记录到的地动，并且可以像对照片记录一样作精确的分析。分析人员可以按着预先程序的要求让计算机分别标出P波和S波的到达。另外，计算机程序能核对相应的时间码并且打印每个被选波动开始抵达的时间和振幅。这种方式使观测台站的地震学家们从过去单调乏味的工作中解脱出来。然而，为了研究神秘的地震波，有经验的地震学家必须对每个地震记录进行详尽的调查。
记录到每个主要震相抵达的时间后，分析人员按着它的形态及路径识别每个震相，并给它标上标准的符号。例如，初至波是一个简单的P，初始的剪切波是一个简单S。其他的波赋给各种名称，如PP、SS、PcP和SKS，它们表示波的近似路程并且告诉它在传播期间是否曾经被界面（或地面）反射过。整个过程十分像密码专家破译一个密码。
最后一步是记录这些初始震波到达的时间、振幅、周期以及名称，并将它们传送到目录中或直接传送给区域的或者国际的地震中心。
3.4 地震的全球分布
米尔恩创建的地震观测台网获得的第一个辉煌的科学成果是一张无偏差的全球地震震中分布图。直到上个世纪末，地震学家们的知识主要被限定在大陆有感地震上，所以他们只得出一张有很大局限性和偏见性的地震分布图。由于20世纪地震学的进步，借助全球地震台网的工作，地震定位逐渐产生了硕果；今天我们具有无偏差地震分布图，如图3.8所示，它标出了从1977～1986年所记录的若干个地震位置。值得强调的是，这些观测成就的获得依赖各国地震学家们在战争时期和和平期间的广泛合作--交换地震波的传播时间。在1990年，大约有3
300个地震观测台参与了国际数据的交换。
每天全球各地许多一流的地震台通过电传或航空邮件将地震或者地下爆破的记录发送给在科罗拉多州戈尔登的美国地质调查局管理的国际地震信息中心（简写为NEIC）。国际地震信息中心用这些记录迅速地计算出世界各地地震的位置和震级。记录也发送给在英国的国际地震中心，该国际地震中心以列出地震位置目录的形式出版世界地震活动的记录。就是通过这些目录提供了如同图3.8的地震震中分布的精致图片。这些图片反过来为研究地球构造形变以及预测世界范围的地震灾害提供了基础资料。
全球地震分布的研究对现今地球动力学和整个地球的形变提供了重要证据。全球地震分布的研究对于揭示长期令人困惑的造山带、火山带以及海底扩张和大陆岩石内的应力之谜很有启发。地震活动由几乎无震区域分隔成地震的密集带，这些年来已经出版了一些论著，试图精确阐明这些令人好奇的全球地震活动图案含义，本书后面列出了参考书（译本中略去）。从研究全球地震的地理分布入手，可以得到对地球永不宁静的地震本质的新的全面地质解释。在第5章中，我们将阐述地球动力学的现代流行理论，对全球地震活动进行解释。
像火山和高耸入云的山脉一样，地震也不是随机散布的，对绝大多数地震而言，它们集中在狭窄的地带。许多地震发生在遥远的海底大洋中脊，对人类没有危害。但集中在环太平洋的大陆边缘、南部欧洲以及亚洲的最强的地震活动则不同，这些地方是人口居住稠密区。成鲜明对照的是，远离大洋脊的大洋内部是几乎十分平静的无震区。南极有着最安静的大陆边缘，而且其内部也几乎无地震。按照最近列出的全球地震目录，每年有18
000～22 000个震级在2.5级以上的浅源地震。
在天然地震中，震源深度变化可以从几千米到近700千米。震源深度大于70千米的地震特别令人感兴趣。这些深源地震是在本世纪初被发现的，在1928年日本地震学家和达证实了它们的存在。
深源地震的地理分布严格限制在一定范围内，多数沿岛弧发生，如阿留申岛弧、日本岛弧、马里亚纳岛弧、汤加-克马德克-新西兰岛弧、印度尼西亚岛弧、新赫布里底斯岛弧和加勒比岛弧、安替列斯岛弧、爱琴海岛弧。深源地震也沿大陆边缘的深海沟发生，如在南美的安第斯山脉下和中美洲下面。一些深源地震也发生在内陆山脉下，如喜马拉雅山脉和喀尔巴阡山脉，个别几个深源地震发生在西班牙。直到本世纪70年代人们才弄清它们的地理分布和地质含义，我们将在第5章讨论它们的分布和地质含义。
地震波最初从地球内的一点发出，这点就是第1章中所说的震源，位于地球表面的恰又位于震源之上那点称为震中。地震学家们在建立观测台站之后的第一件任务就是找一种方法精确地确定震中。如果可能的话，也确定每次记录到的地震的震源。
最简单的方法是通过直接的三角测量发现震中的位置。根据从其他地区地震或者爆破研究收集的时间资料，可以画出曲线来显示P波或S波从震源传播不同距离所需的平均时间。这些地震传播时间曲线（时-距曲线）是确定地震仪到震源距离的最基本工具。
设想3座地震观测台，每一座观测台记录到的是同一个地震，而且各台位于震源的不同方向上。这3座台站的观测人员能够读到P波抵达时间，有时也读到S波的抵达时间。因为P波传播速度比S波传播速度大约快2倍，所以这两种波传播得越远，它们的波前分离间隔就越宽。如果有了P波和S波抵达的时间，从这两种波型的抵达某台时间间隔将可以直接求得震源到该记录台的距离。然后，画3个圆，每个圆以一座地震台为圆心，半径是计算得到的距离（震中距）。这3个圆将相交于，至少是近似的相交于所要求的震中。
即使是仅知道P波的到达时间，也可以大致估算出P波的最初发射时间，即地震发震时间。到达时间减去发震时间得出P波到3座台站的传播时间。同上述确定震中的方法一样，以3座台站为中心画3个圆，但是半径是与P波的传播时间成比例的。经过发震时间及震中位置的几次调整后，这3个圆的相交将把震中限定在一个小区域内。因此，由3个测得到的S波及P波的到达时间（或者只有P波的到达时间），就可以确定震中的经度、纬度以及发震时间。
这3个数据必须来自距震中为不同方向和不同距离的3座地震观测台。如果还要估算震源深度，需要第四个测量数据，或者是P波或S波在另一座地震记录台站的到达时间，或者是一些其他类型的P波或S波到达这3座地震台的时间。如果地震记录台站碰巧在震源的上方，由P波或者S波从震源到台站的传播时间就可直接求出地震的深度
1975年8月1日在加州的东北部奥罗维尔附近发生了5.7级地震。这次地震的P波和S波到达BKS、JAS和MIN台站时间列在下表中（格林尼治时间）：
P波、S波到达台站时间
根据上面S波与P波的时间差值估算出下列震中距离。
据P波与S波的时间差值估算震中距离
台 站S-P/秒震中距离/千米
分别以这些震中距离为半径，以3个台为圆心可画出3个圆弧，如框图3.1所显示的那样。注意这些圆弧并不精确地交于一点，但从重叠弧内插得到一个估算的震中：39.5°N，121.5°W，这些读数的误差约10千米。
现在，通过计算机程序应用复杂的统计方法，分析许多台站P波和S波记录，并且确定发生在世界任何地方地震的震源位置。为保证精度，地震台站必须合理地均匀地围绕着震中布设，而且应该有近台和远台的均匀分布。通过对在同一地区已知位置地震的先前记录的校对计算，可以更精确地定位震源。今天在世界的多数地区，震中定位的精度大约为10千米，震源深度的精度大约为20千米。
通过相互连接的地震记录台可以获得远震的更精确的定位和地震波的测量数据。对于地震仪之间远距离组合，这种联系可以借助于电缆或者无线接收器。它们使用统一高精度的时钟提供时间标记，将某一地区原来分散的各台的记录转换成地震检波器的台阵组合。对于地震分析，这种台阵的最大优点是，可以对经过相邻地震台的地震波的相关性进行分析，并高精度地确定其变化。这种变化的梯度可以直接与理论公式计算的波的传播路径相比较。
美国国防部在60年代中期在靠近蒙大拿州的毕灵斯安装了这种大孔径地震检波器组合（LASA）。它是全球所安装的这种组合当中最大的一个，用于探测地下核爆炸。它比单一台站具有较高保真性。LASA由525个相连接的地震检波器组成，以21个组分布在直径为200千米的区域内。当LASA被充分使用后，于1982年关闭。在挪威、澳大利亚和阿拉斯加类似的台阵仅用于监视远处的地震。位于震中附近记录地震的检波器台阵将在第7章中讨论。
3.6 确定地震的大小
科学家们和公众询问地震的一个基本问题就是它的大小。因此，地震学家们发明了许多简单的方法从地震记录上确定地震的大小。观测台站所用衡量地震大小的最普通单位是地震震级。天文学家们长期以来是根据恒星的光度标准分定恒星的大小，恒星的光度标准是依据通过望远镜看见的恒星的相对亮度确定的。在1935年查尔斯·里克特（Charles
Ricer）在加州理工学院发明了类似的方法测量地震，和达也曾经用类似的方法确定日本地震的大小。里克特提出按照地震仪器探测到的地震波的振幅将地震分级。这种分级系统最初只用于衡量南加州当地的地震，现在全世界地震的研究都使用这种分级系统。
因为地震的大小变化范围很大，所以用对数来压缩测量到的地震波振幅是很方便的。精确的定义是：里氏震级ML是最大地震波振幅以10为底的对数。一种被称之为伍德-安德森（Wood-Anderson）的特殊地震仪记录到的振幅测量精度达到1‰毫米。里克特没有指定特殊的波型，因此最大振幅可以从有最高振幅的任何波形上取得。由于一般振幅随着距离增大而减少，里克特选择距震中100千米的距离为标准。按着这个定义，对一个100千米外的地震，如果伍德-安德森地震仪记录到1厘米的峰值波振幅（即1‰毫米的104倍），则震级4。
用一张特殊的标度图，计算一个地震的ML的过程是很简单的：
（1）用S波与P波到达的时间差，计算出距震源的距离（S-P＝24秒）；
（2）在地震图上测量出波运动的最大振幅（23毫米）；
（3）在框图3.2左边选取适当的距离（左边）点，在右边选取适当的振幅点，两点联一直线，从它与中央震级标度线相交点可读出ML=5.0。
震级本身没有任何上下限（虽然地震大小有上限）。自本世纪有了地震仪以后所记录到的地震仅有几次震级达到8.5级以上（图3.10）。例如，1964年3月27日在阿拉斯加威廉王子海湾的大地震的里氏震级约为8.6。另一方面，小断层的滑动可能产生小于零震级的地震（即负值）。在局部地区记录的非常灵敏的地震仪可探测到小于-2.0级的地震。这种地震释放的能量大约相当于一块砖头从桌子上掉到地面的能量。
这些年，地震观测台惯用的震级已经包括3种新的震级，标为MS、mb和Mw。在新闻介和大众中仍然使用里氏震级ML。然而，由于里氏震级所用的波形没有被限定，而且伍德-安德森地震仪仅有有限的记录能力，因此在地震研究中ML不再广泛使用。由于浅源地震具有易记录到的面波，地震学家们选择周期近20秒的面波的最大振幅计算震级，这样求出的震级称作面波震级MS，ML震级是为了用于当地地震而提出的，而MS震级可用于距接收台站相当遥远的地震。对于远距离的地震，MS值近似地给出当地里氏震级的补充，并且综合地给出中强地震带来的潜在损失的合理估计。1906年旧金山地震MS为8.25。
MS震级不能用于深源地震，因为深源地震不能激发显著的面波。所以地震学家们发展了第二种震级，mb，它是根据P波的大小而不是根据面波的大小确定地震的震级。所有的地震都可以清楚地读到P波的初始，因此用P波震级mb有很大优点，它可以提供深源、浅源甚至远距离的任何地震的震级值。
震级允许用一个数字方便地描述地震的大小或强度。不幸的是，这个参数没有物理基础。通常人们错误地认为它是衡量地震能量的，实际它没有直接地衡量震源的全部机械能，如同最强的一阵风并不是整个风暴全部能量的可靠的衡量。在寻求地震大小有物理意义的测量中，地震学家们注意到力学的经典理论，它描述物体在力的作用下而产生的运动。一种称之为地震矩的衡量已被广泛采纳。我们将在第4章中详细论述。
这种识别地震大小的方法的优点是通过分析地震图或者通过野外测量地震断层破裂的尺寸，包括深度，就可以计算出地震矩。从任何普通的现代地震仪记录到的地震图都可以计算出地震矩，而且该方法考虑到地震发生时出现的所有波形。由于其上述优点，现在人们多半都计算地震的矩震级，写成Mw。
Mw震级给出了地震大小更具有物理意义的衡量，特别是对最强烈地震。例如，1989年洛马普瑞特地震面波震级MS为7.1，矩震级Mw为6.9。虽然1906年旧金山地震和1960年智利地震面波震级MS都是8.3，但是用矩震级，旧金山地震Mw为7.9，智利地震 Mw增加到9.5。
3.7 地面震动的其他测量方法
前面主要介绍了地震时单摆底座位移使摆锤相对摆动，从而根据单摆原理设计的仪器。多年来人们还设计出许多其他的精巧仪器装置，其中有些现在仍然实用。
当P波穿过地球的岩石时，它交替地令石压缩和膨胀，使岩石的体积以及密度产生起伏变化。岩石的这种行为启发了人们：如果把水灌入到地下一个不能渗漏的大洞里，将一个管子从洞里连接到地面，由于水大体是不可压缩的，因此地下水的体积受压将导致水被向出口挤出，管道内的水平面在水受挤压和膨胀时会上升和下降。水平面的这种变化似乎可以测量P波和瑞利波运动的压缩成分。但水平面不受剪切S波的影响。这样的装置叫膨胀计，是本世纪初期被提出的。
在本世纪50年代和60年代，人们试图用密封于地下的水做出膨胀计。将浮标放在井水中，通过在地下密封很大体积的水，试图使浮标的起伏取得放大效应来测量地震时波的运动。很遗憾，这些努力被证明是不实际的，但是现代一些让人满意的膨胀计可以用于特殊的目的。比如在日本，膨胀计不仅能测量地震波的运动，而且能测量地震前岩石的缓慢压缩情况。
膨胀计是测量地形变变化的仪器中最简单的一个例子，它不测量地震时的惯性力。另一种测量地形变的早期仪器是应变计，现在应变计很普遍地使用。约翰·米尔恩在日本最早设计了这种仪器中的一种，它测量地面上两个固定标记之间距离的变化。美国人雨果·贝尼奥夫（Hugo
Benioff）是最具有天才的地震仪制造者，他发明了更实用的仪器，仪器能记录固定于地面相距20米的两个方柱之间距离的变化。仪器测量一个方柱与从另一个方柱伸出的标准长度管之间间隔的变动长度。为了减小温度变化引起的伸缩，这种管最初全是殷钢的，后来又选用了石英管。人们称这样的仪器为应变伸长计）。类似的仪器在不同点之间用被拉伸的金属丝相联，用于测量由于岩石塑性应变引起地面长度的缓慢变化。这些仪器对于弄清楚地震成因很重要。
另外，人们可以借助于记录悬挂的长周期摆位置的移动，或者借助于测定连通器两端管内液体高度差值变化，测量到几天或者更长时间内地面的微小角度倾斜。
然而，总体来说，悬挂摆锤与运动地面之间微小运动的记录已证明是测量各种地震波最有效的方法，并且至今仪器装置仍然利用这种方法。经过大约100年使用，现在它是最普通的仪器设备。
利用摆原理的地震仪记录弱地震动或者记录相当远距离震源的波是十分有效的。靠近大地震震源，地震动十分剧烈，强烈地震动使正常摆动的地震仪失常而出格。有时摆会被甩离它的摆轴，甚至损坏。即使仪器仍然完好无损，摆摆动的大偏移也大大地超过设定记录仪器设计的正常最大偏移。再者，虽然目前已经有了进步，但过去由1米长悬臂组成的超长周期的摆在几个小时或几天内是不稳定的。地下摆房温度的缓慢变化，空气中的对流或者地面本身的缓慢倾斜都会引起摆动的偏差。为了防止这些不稳定因素的干扰，操作者必须经常检查这些仪器装置。
1906年旧金山地震后，加州的地震调查委员会指出需要这样一种仪器，它们可以在强震发生前几个月或几年放在普通建筑物内或附近，不需有人照料。它们得耐用，工作时十分稳定，而且具有可靠的触发器使仪器在最初的强震动到达后迅速工作。
经过相当多的试验和失败后，人们发明了一种仪器，现在它已经被广泛采用于记录近区域的大地震。这种仪器叫加速度计，大约1925年在加州首次被使用（图3.14）。第一台这种仪器设有摆，其固有振荡周期十分短。现在使用小惯性弹簧装置。这样的短周期的传感器对缓慢的地面倾斜和温度的变化不如长周期的摆敏感。另外，这种传感器固有振荡的周期短意味着当长周期的地震动振动它时，产生的信号的振幅与地面加速度成正比，而不是与地面的位移成正比。这些加速度计能够精确地记录到波频率范围很宽的实际地面加速度。这种仪器的灵敏度相当低，可以确保记录到超过重力加速度的很大的地震动加速度。
工程师们长期渴望获取，对建筑物经受地面震动的（可靠的定量的）认识。当使用了具有光学记录系统的第一代强震动加速度计不久之后，工程师们就意识到他们的愿望实现了，无论在强震中损坏的建筑，还是没有损坏的建筑中的加速度计都提供了宝贵的数据。在过去10年里，数字技术的发展促进了强地震动加速度计的改进，使它们更简单，提供更多的信息。技术革新的重要一步是给强震动加速度计配备了与普通地震仪一样的绝对定时器。通过安装在加速度计上的相当准确的石英钟、廉价的无线电时间接收器，或者更现代化的卫星提供的时间服务，精确的格林尼治时间准确连续地提供给强震加速度计。第二，新的仪器克服了第一代仪器的一个严重缺点，当第一代仪器被启动后在它加速时，它丢掉了P波运动初始几秒钟的记录。相反，新一代强震加速度计被设计成甚至在地面平静时候也连续记录。只是，如果没有地震，记录的东西不保存。因此，当仪器被大振幅波起动时，在初始P波到达前几秒钟的运动能被保存。
现在人们将这些仪器与个人微机连接起来。数字强震动加速度计在计算机集成电路片上有固态存储器。这样，地震动信号能被数字化地记录下来，并且直接地存储在软盘、光盘或磁带上。仪器的操作者现在可以在地震后带着笔记本计算机到野外去，将其插到数字强震动记录器上，把数字记录转换到可携带的仪器内，再将记录送回总部去处理。有时强震动仪器实际上通过电话线与中心观测台相连接。用这种方式，在遥远地方的现场高烈度的运动在相当短的时间里，强震动的记录就可以在绘图屏幕上或电视机上看到。在多地震国家，现在这样的强震动数据迅速获得是公用事务及运输管理组织需要的。地震后这些组织用这些数据快速地判断哪些关键设施，如大坝、铁路和立体交叉公路已经被破坏。
现在，多地震国家的绝大多数观测台站都安设数字强震动加速度计，并与较为传统的仪器一同工作。在本世纪60年代，当我成为加利福尼亚大学北加州地震记录台网的主任时，尽管我们声称有一些世界上最好的地震记录仪器设备，但是，我还是担心大地震的剧烈地震动将使所有的灵敏地震仪出格，即记录超出我们的观测范围。当面对好奇的而且激动的渴望知道地震动强度的新闻团体，我将只能说："我们在震中的仪器不能提供任何信息！"为此，我开始在用于地球物理研究，传统使用的高放大率地震仪旁边，安装了以前主要用于工程研究的强震动加速度计。幸运的是，今天多地震国家地震观测台的主任不会有我那时的担心。具有数字记录和宽频率响应的新一代地震仪可以满足任何地震学领域和学科的研究需要。
来源：Bruce A·Bolt著.马杏垣等译.石耀霖等校. 2000.北京：地震出版社.
