Ⅰ 地震災害
地震は断層によって起こります．断層とは地下の岩盤・地層がある面を境にして急激にずれ動く現象です．長年月かけて蓄積されていたひずみのエネルギーがこれによっていっきに解放され，地震波となって伝わっていきます．これが地震です．ひずみを蓄積させる主な力はプレートの運動です．
プレートとは地球表面にある厚さ100kmほどの岩板で，10数枚に分かれて地球全体を覆いお互いに動きあっています．この下には地球体積の85％を占めるマントルがあり，ウランなどの放射性元素の崩壊により温められて，ゆっくりとした対流運動をしています．プレートはこのマントル対流によって動かされており，移動速度は年数cmほどです．
地震の大部分はプレート境界部で発生します．とくに，お互いにぶつかり合い押し合う境界では大きなひずみが生じて，強い地震が集中して起こります．プレート内部（大陸の内部や大洋の大部分）ではほとんど起こりません．このため震源は帯状の分布を示し，地震帯が出現します．世界の主要地震帯には，太平洋をほぼとりまく環太平洋地震帯と，インドネシアからヒマラヤを通り地中海へと続くユーラシア南縁地震帯とがあります．
日本列島は環太平洋地震帯の北西部にあり，ユーラシアと北米の両大陸プレートに，東から太平洋プレートが，南からフィリピン海プレートがぶつかり沈み込んでいるという複雑な地下構造のところにあたります．このため地震活動はひじょうに活発で，世界におけるマグニチュード(M)6以上の地震の約20％が，日本列島とその周辺で起こっています．プレートが沈み込んでいることは，海底が引きずりこまれ海溝ができていることでわかります．
地震は海溝に沿い，その陸側に集中して発生します．海溝部で起こり大きな被害を与えるのは，高い津波を引き起こし陸地にも強い震動を伝えるM 8クラス以上の地震です．これは海溝型巨大地震とよばれ，千島海溝，日本海溝，相模トラフ，南海トラフ（トラフは舟底のような形の海溝）で起こっています．その発生の時間間隔は100～300年ほどです．
プレートの押し合いは日本列島をほぼ東西に圧縮し，陸域の地殻内にも長時間かけひずみを蓄積させて，内陸地震（直下型地震）をひき起こします．そのひずみ蓄積の速度は海溝付近にくらべ1けた以上も遅いので，内陸の活断層の平均活動間隔は数千年以上です．ただし内陸地震では震源が近くなるので，M 6クラスの地震でも大きな被害をひき起こすおそれがあります．一般にM 5.5を超えるとなんらかの被害が発生します．
近代的地震観測がはじまった1885年以降の127年間におけるM 7.0以上の地震は123あり，1年に1個の割合です．この60％は北海道東部から関東にいたる太平洋東岸の沖合いで発生しています．一方，この期間における死者1000人以上の大被害地震は近畿とその隣接域に集中しており，全体で11件のうちの8件がこの地域で起こっています（図1）．南海トラフでの海溝型巨大地震が陸地近くで起こること，活断層が多数あり震源の浅い地震が多いことがその主な理由です．
断層は岩盤・地層の弱い個所なので，ひずみの再蓄積により繰り返しずれを起こして地震を発生させます．このずれが新しい地形や地層で生じていると，これからも活動を続ける可能性のある活断層があると判定されます．
判定の主な手がかりは，新しい地形である台地・段丘面上に低いがけが連続している，という地形です（図2）．台地・段丘の表面はかつての海底や河床であって平らなはずですが，ここに低いがけが直線状に連続していると（ただし侵食によるがけは除く），台地・段丘がつくられた後に，したがって最新の地質時代に断層が活動した可能性が高いと判定されます．山地と平野の境界が直線的で山側には先端が切り取られたような尾根が連なる，広い山地内においていくつもの谷が直線的に続いている，なども活断層の存在をうかがわせる地形です．断層活動の時期・間隔は，断層を掘り出して地層のずれ量やずれた地層の年代などを調べることにより推定します．
活断層の活動度は平均ずれ量により表され，A級は1年あたりミリメートルのけた（1mm～10mm／年）のもの，B級はこの1/10，C級は1/100のものとされています．ただしいつもずれ動いているのではなく，地震のときにいっきに動きます．地震の発生間隔は，間欠的に数m動くような大地震（M 7～8）の場合，A級で1000年に1回ぐらい，B級では数千年に1回ぐらいです．このように活断層が地震を起こす間隔は数千年～数万年です．なお，海溝はAA級の巨大活断層であり，平均のずれ量は10mm／年以上，地震発生間隔は100年程度です．
活断層とされているものには，確実度（活断層の存在の確かさ）が低いものも含まれています．確実度は，活断層を示す地形の明瞭さなどにもとづいて，活断層であることが確実であるもの（確実度Ⅰ），活断層であると推定されるもの（確実度Ⅱ），活断層の可能性があるもの（確実度Ⅲ）に分類されています．確実度Ⅲには，河川や海の侵食で形成された疑いが残るものも含められています．
活断層は近畿から中部にかけての内陸でもっとも多く分布します．ただし，局地的に活断層の多いところは全国的にみられます．これまでに陸域で発生し被害をひき起こした地震の半分程度は，活断層と認定されていた断層の活動によるものではありませんでした．震源の深い地震や規模の大きくない地震を起こしている断層は地表にずれをつくらないので，活動を続けていても活断層としては把握されがたいからです．
地震の被害は震度によって決まります．1995年兵庫県南部地震では，淡路島の野島断層が活動して活断層が注目されるきっかけとなりました．この野島断層付近では震度6弱以下であり，地盤条件や地下地質構造が原因で，震度7および6強の強震動域の大部分は，活断層から離れたところに現れました．活断層に近いところほど震動が強くなるというわけではありません．
断層のずれ運動を起こすのは，地下岩盤・地層中の広い範囲に蓄積されたひずみです．したがって，活断層というものが自ら動く力をもつ生き物であるといったイメージを持つとしたら間違いです．
地震の原動力であるプレートの動く速さはほぼ一定であり，したがってひずみの蓄積する速さもほぼ一定なので，大地震が起こる時間間隔もほぼ一定とみなすことができます．このことから，最近大地震が起こっていない地域（空白域）を対象にして，ひずみが破壊の限界近くに達したことにともなう地殻変動や地震活動などを集中観測して，その異常変化（前兆現象）を捕まえようとするのが短期的な地震予知です．
M 8クラスの海溝型巨大地震の反復期間は100年のオーダーなので，古文書には複数回の大地震記録が残されています．この記録から大地震の反復期間を求め，最後に起こった年から平均反復期間に近い時間が経っていればそこは空白域で，次の大地震がさしせまっていると判断されます．空白域の場所と広さから「どこで」と「どんな規模で」の答えが出せますが，「いつ」というもっとも必要とされる答えを出すのは非常にむずかしいのが現状です．南海トラフ東端の駿河トラフで起こるM 8クラスの地震が東海地震で，平均発生間隔は120年です．最後に起こったのは1854年であり，平均期間を40年近く超過しているのですが（2012年現在），海底にまで展開した多数の観測点における観測データに異常変化はまだ認められていません．
観測項目は，地殻の伸縮やひずみ，地盤の傾斜や上下変動，微小地震などで，M 8クラスの大地震の発生が近づけば，何らかの異常な現象が事前に現れるであろうという予測のもとに，観測をおこなっています．最近では，固着と高速すべりを起こす場所（アスペリティと呼ばれます）の存在が注目され，そこでの前兆すべりを精密なひずみ計でとらえることに重点がおかれています．しかし現在のところ，M 8クラスの地震でも前兆すべりは観測できないという判断が広まっています．2011年東北地方太平洋沖地震では，M 9.0と巨大規模ではあったものの前兆すべりなどの前兆現象は起こっていなかったとされています．
もっとも必要とされるのは発生時期の正しい予知ですが，これがひじょうな難問です．地震のような破壊現象の発生には不確かさが大きいからです．発生時期に大きな不確かさのある予知情報をうけて，被害回避のための対応手段をとるためには，はずれを承知したうえでの経済的コストの負担や正常な生活・社会活動の犠牲を覚悟する必要があります．
さらに，予知によって防止できるのは限られるということがあります．数日から数週間ぐらい前の直前予知は，災害の規模をほぼ決める一次的な破壊被害を防ぐことはできません．兵庫県南部地震において，観測値にいっせいに異常があらわれ直前予知ができたとしても，建物全半壊25万棟などの破壊被害は避けられなかったはずです．これにともなって多くの人的被害や火災の発生もまた避けることができません．当たりはずれが大きく，また対策コストが大きい場合には，予知は補助的手段にとどめざるを得ないでしょう．
くりかえし起こっているプレート境界の地震や主な活断層の活動による地震について，発生確率であらわした危険度が示されています．算出の根拠となるデータは，平均の活動間隔と最新の地震発生時期です．平均の期間が経ったときに発生確率は最大になり，平均から前後にはずれるほど確率は小さくなると考えてよいので，確率の分布曲線は一般にベル型になります（図3）．この図で，現在からp（平均間隔の2倍）までの期間に1回起こると予想できるので（a+bの面積が1），今後30年間の発生確率はaの面積をa+bの面積で割った値になります（この30年はどのような年数でもよい）．
発生確率は平均発生間隔が長いほど低く，前回発生から時間がたつほど高くなります．海溝型巨大地震の発生間隔は100～300年程度なので，発生確率は比較的大きな値になります（図のA）．一方，内陸活断層の活動の平均間隔は数千年～数万年なので，確率はひじょうに小さく計算されます（図のB）．
平均の発生間隔をすでに40年近く過ぎている想定東海地震の発生確率は，2012年時点で88％と評価されています．紀伊半島南東沖を震源域とする東南海地震（M 8.1）の発生間隔はおよそ90年で，30年以内発生確率は約70％，四国沖で起こる南海地震（M 8.4）のそれは90年で，約60％と評価されています．これまでにこの2つあるいは3つが同時に起こっていることが多いので，巨大災害になる可能性があります．相模トラフ北部における地震（関東大震災）の発生間隔は200～400年で，30年以内の発生確率は1％以下なので，まだ当分のあいだは起こらないと考えてよいでしょう．
南関東ではM 7クラスの地震が30年以内に起こる確率が70％と高い値がだされています．これは南関東というかなり広い範囲で起こった地震（110年間に5回）を全部含めて平均間隔を計算しているためであり，南関東全域がひとしくこの発生確率で危険があるということではありません．M 7の浅い地震による震度6弱以上の範囲はさしわたし距離が60km程度なので，1回のM 7地震による被災域は南関東の一部にかぎられます．
活断層で発生確率がもっとも高いとされているのは神奈川県西部の神縄・神津－松田断層帯（M 7.5）で0.2～16％です．活断層の過去の活動は地質調査により推定しますが，これには不明な部分が多いので，発生確率はこのように大きな幅のある値で示されます．兵庫県南部地震で活動した野島断層の地震発生直前における活動確率は0.4～8％（暫定値）と地震後に評価されたのですが，しかし実際には活動して，いわば100%となりました．活断層についての発生確率はこのような程度の情報と受けとったほうがよいでしょう．
地震災害をひき起こしその大きさを決める基本的な量は，地震動の強さ（震度）です．これは気象庁の発表する震度階，観測された地震波の最大加速度や最大速度などであらわされます．強い揺れが継続した時間，地震波の周期，地面の揺れの最大幅なども被害の大きさや揺れの体感に関係します．
気象庁震度階は，かつては揺れの体感や被害の状況などにもとづく総合判断によって決められ，0～7の8階級に区分されていました．1996年からは震度計（加速度計）による計測震度に全面的に改められ，また，震度5と6はそれぞれ強と弱に分け，全体で10階級区分となりました．計測震度は，その加速度を超える強さの揺れが続いた時間の積算値が0.3秒になるという加速度を，震度計の観測記録から求め，それを10階級区分したものです．大きな震度の地震回数がこれによりかなり多くなっています．
観測データのない昔の地震については，住家全壊率から震度を推定します．震度7は全壊率30％以上，6強で10～30％，6弱で1～10％，5強は0.1～1％程度です．現在の計測震度では，この対応関係から大きくはずれる場合が多くみられます．2011年東北地方太平洋沖地震でただ1個所震度7を計測した宮城・栗原市の全壊率は0.2%で，震度5強相当でした．最近では被災者経済支援のために被害が大きめに評価されるという事情が加わります．
加速度の最大値は地震動強さを示す観測値としてもっとも広く使われています．計測震度と最大加速度との関係は単純にはあらわされませんが，旧震度では震度5と6の境界が250ガル（cm/s2），6と7の境界が400ガルなどの関係があるとされていました．地震動の最大速度は建物被害の大きさとの関係が深いということで，使用されることが多くなってきました．
強い震動は強震計により観測されます．強震計は，ある強さ以上の地震動が加わると動きはじめて，強い地震動の加速度や速度を，感度を落とし低倍率で記録する地震計です．強震計がないところでは，墓石の転倒状況が加速度を推定する手段として利用できます．広い墓地についての墓石転倒率が90％で加速度が400ガルといったような値が経験から得られています．
ある場所の地震動強さを決める主な要因は，地震の規模（マグニチュード），震源からの距離およびその場所の地盤条件です．マグニチュードは，光の明るさにたとえると光源の強さで，その値は１つだけです．これに対しそれぞれの場所の明るさに相当するのが震度で，その値は場所の数だけあります．マグニチュードが大きいほど最大震度は大きくなり，震動域は広くなります．震源から発進した地震波は，球面状で拡がって伝わり震度が低下していきます．光の明るさでは距離の2乗に逆比例して暗くなりますが，地震波の場合には火山地帯のような軟らかい地殻を伝わるときこれよりも大きく衰え，硬い地殻ではあまり衰えずに遠くまで伝わります．
地震波が伝わってきた地球表層にはさまざまな地層や地形が分布していて，地震波動の強さや性質を変え，その結果として地震被害の地域差が出現します．地表にある軟弱地層における地震波速度の大きな低下は，局地的な地震動の増幅をもたらし被害を大きくする最大の要因です．
地震波の中でもっとも強く揺れるのはS波と呼ばれる波です．この速度は岩石・地層の硬さに関係し，硬いほど速く伝わります．その速度は，硬い岩盤では秒速3000m程度，かなり締まっている洪積層で300～500m程度，沖積層のような軟らかい地層では100～200mほどです．したがって，地下深くの硬い岩盤のところから地表近くの軟らかい地層中へS波が伝わってくると，進行が遅くなります．
いま，地表に軟らかい地層があり，その下には硬い地層があるとします．地下深くからきたS波は地表面で全反射して下に向かい，硬い地層の境界にぶつかるとある部分は反射し，それ以外の部分は透過して下へ抜けていきます．透過する部分は，両側の地層の硬さの違いが大きいほど小さくなるので，この結果としてひじょうに軟らかい地表層中には，後から引き続いてやってくる地震波が閉じ込められて重なり合い，大きな揺れを起こします．
物体はすべて地層も建物も，ひじょうに揺れやすい周期（固有周期）をもっています．地震波の周期が地層の固有周期と一致すると，共振現象により揺れが大きく増幅されます．これは楽器の弦や音叉の共鳴と同じ現象です．地震波にはいろいろな周期の波が重なっていますが，通常多いのは0.3～1.0秒ほどの周期の波です．地盤の固有振動周期は，硬い岩盤で短く，地層が軟らかくなるほど長くなります．そのおおよその値は，岩盤0.1秒，洪積層0.2～0.3秒，沖積層0.4～1.0秒，埋立地・沼地1.0秒以上，などです．
耐震設計基準では，地盤を固有周期にもとづき3種に分類しています．岩盤や硬い砂礫層は第1種地盤（硬質），「腐植土・泥土などの沖積層で深さが30m以上および沼沢などを埋め立てた地盤が3m以上」は第3種地盤（軟弱），これら以外は第2種地盤（普通）です．第3種地盤の固有周期は0.8秒前後と長くて震動が増幅されやすいので，もっとも悪い地盤とされます．強震計のデータによると，砂泥質で軟らかい地盤からなる沖積平野に比べ，硬い岩盤の山地では最大加速度が約半分に，締まった地層からなる台地では70%程度に，砂質の扇状地平野では80%程度に低下しています．
建物の固有周期は高さが高いほど長くなります．そのおおよその大きさは一般の木造住宅0.2～0.5秒，10階建鉄筋コンクリートビル0.8秒前後，30階建鉄骨ビル1.2秒前後などです．砂泥の沖積層からなる河川・海岸の低地では，その地盤の固有周期が地震動に多い周期にほぼ重なり，さらに一般の低層建物の固有周期にもほぼ一致するので，共振現象により被害が大きくなります．地表近くまでが岩盤のところでは，地震動との共振も一般の建物との共振も起こりにくいので，被害は小さくて済みます．固有周期が数秒と長い超高層建物は，長周期震動により揺れの幅が大きくなります．
表層地盤における震動増幅のしくみを簡単に示すと，地震波の速度が遅くなるところでは，自動車の渋滞のように波が押し込まれてきて重なり合い揺れが強くなる，また，地震動の周期と地盤の固有周期とが一致すると，ブランコを上手にこいだ場合のように大きな揺れが生じる，となるでしょう．
それぞれの場所の地盤条件を調べることは地震対策の基礎です．地盤調査は地層ボーリングによりおこなわれます．代表的なものは標準貫入試験で，これにより地層の硬さの程度を示すN 値が測定されます．砂地盤では粒子の詰まり具合が，N値4以下で非常にゆるい，4～10でゆるい，10～30で中ぐらい，などを示します．粘土地盤では，N値が2以下で非常に軟らかい，2～4で軟らかい，4～8で中位，8～15で硬い，などです．N値0は極度に軟弱な地盤であることを示します．S波速度は，N値5で毎秒150m程度，N値0で80～100mほどです．
ボーリングは高い建物の建築や道路・鉄道・高圧送電塔などの建造のときにおこなわれることが多いので，その地点は市街地にかたより，また，線状に分布することが多いので，データが得られない広い空白部分があるのが通常です．このような空白部のあるデータから地盤分布図をつくる手がかりに地形があります．
地形は表層地盤との関係が密接であり，また，平面的な広がりをとらえるのが容易です．ある範囲の地形を，その形状（平面形・断面形・傾斜・起伏など），形成営力（流水・風・火山活動などの地形をつくる力），地理的な位置，形成時代などにもとづいて区分するのが地形分類作業で，こうして区分された各地形はそれぞれ特有な地層・地盤条件をも示すという関係にあります．
たとえば，河川が山地から平野に流れだすところにある平面形が扇状の地形は，河川が運搬してきた土砂のうちの粗い砂礫が堆積してできた扇状地で，段丘化している部分があれば，そこは形成時代が相対的に古いと判断されます．同じ扇形の地形であっても河口部にあれば，細かい砂泥が波・海流の作用により海底に堆積してつくられた三角州で，堆積して間もない締りのゆるい地層で構成されています．河川や海岸の低地から連続する崖で境され，一段と高い位置にあるテーブル状の地形は台地で，その大部分が数万年以上前に堆積した地層からなり，砂泥質であってもかなり締まっています．
地形分類の作業は主として空中写真の立体視によりおこないます．同一地域を上空の異なった地点から撮影した2枚の空中写真を使用すると地表面の立体像を得ることができ，これから地表面の3次元形態，傾斜，比高，位置・広がりなどを容易にとらえることができるからです．地形の境界は主に傾斜変換部に引きますが，土地利用・色調なども手がかりとします．通常，起伏が2～3倍程度誇張される立体像が得られます．平野の地形分類では，わずかな起伏の違いや小さな形態的特徴が地形の種類や地盤の性質を判定する手がかりとなるので，空中写真判読は欠かすことのできない手段です．
地形分類図は空中写真上で判定した地形境界を地形図に移し変えて作成します．空中写真では高いところほど大きく写っているというひずみがあるからです．地形図だけでも，等高線の間隔の変化や走り方，地盤高などから，おおよその地形の境界を引くことができます．等高線では表現されない小さな起伏の地形の境界は，土地利用から推定できる場合があります．地形図から得られる傾斜・地盤高・比高などの数量データは，地形種類の判定など分類の作業に利用できます．明治・大正期の地形図は，自然状態での地形をより明瞭に示してくれるので役立ちます．
軟らかい地層の代表は沖積層です．約1.8万年前の氷河時代最寒冷期には海面は現在よりもおよそ130m低くなっており，このため河川は陸地を深く削りこんでいました．その後の気候温暖化により海面は急速に上昇して，海がこの河川沿いの谷状低地に進入しました．こうして出現した多数の入り海や湾などを河川運搬土砂が埋めた地層が沖積層の主要部です．したがって形成後間もないのでまだ固まっていなくて，すきまが多く締りのゆるい地層です．河川が海まで運び出すのは主として細粒の物質なので，沖積層は細粒砂・シルト・粘土によって構成されています．
模式的な平野を図4に示します．Aは大河川がつくる典型的な平野で，上流から扇状地，氾濫平野，三角州と並びます．人為作用が加わると干拓地・海岸埋立地がこの海側に加わります．Bは大量の砂礫を運搬する急流河川が深い海に流れ込む場合で，ほぼ海岸までが扇状地になっています．河川運搬土砂が沿岸流によって運ばれて沿岸部に堆積することなどにより形成されるのが海岸平野Cです．山地や丘陵地内の比較的広い谷底につくられるのが谷底平野です（図４）．
軟弱な厚い沖積層が分布することの多い場所を図中に示しました．三角州は海に運ばれた砂泥が堆積してできた地形で，軟らかくて厚い沖積層からなります．その厚さは東京の荒川河口部で約70m，地殻の沈降の激しい新潟平野では120mに達します．沖積層の厚さは，海面低下時に河川が陸地面を削りこみ谷状の地形をつくって流れていたところで大きくなっています．
表層がとくに軟弱なところは，入り海のなごりである潟起源の低地，以前に池や沼であった凹地，砂州によって出口が閉ざされた台地内の谷底や海岸低地，干潟を陸化した干拓地などです．とくに低湿なところでは泥炭など有機質性の土層がみられます．
平野の主要部である氾濫原には，河川の氾濫時に砂質物が堆積してできた細長い形の微高地があり，自然堤防と呼ばれます．この自然堤防や河川により囲まれた凹状地は後背低地と呼ばれますが，ここは排水条件が悪く，一般に泥質の軟らかい地層からなります．
河川が山地から平野に流れ出たところにつくられた一般に扇形の地形が扇状地です，この地層も沖積層ですが，粗粒の砂礫からなる比較的硬い地層であり，沖積層がすべて軟弱というわけではありません．
地形・地盤の条件が地震動の増幅の程度をほぼ決めるので，地震災害のたびにこの違いを反映した被害の分布が示されます．
1923年関東地震（M7.9）のときの東京では，地盤による被害の違いがきわだってあらわれました．武蔵野台地と下総台地の間に広がる荒川低地は，沖積層よりなる一続きの低地ですが，その沖積層の厚さは場所によって大きく違います．かつてここを流れていた利根川は，海面が低下した氷河期に陸地を深く削り込んでいました．この旧谷地形は現在では沖積層に埋められていて埋没谷と呼ばれます．その中心は現在の荒川付近にあり，その深さ（沖積層の厚さ）は最大70mほどです．一方，武蔵野台地や下総台地の近くでは，小さな谷と平らな面（台地が波により削られた埋没台地）が並び，銀座や日本橋のある埋没台地部では沖積層の厚さは薄くて5m程度です．
この埋没地形を反映して，沖積層が30m以上と厚い隅田川の東（本所・深川地区）では，住家全壊率からみた震度が6強～7でした．一方沖積層の薄い隅田川の西では，埋没谷のところを除き，震度は6弱以下でした．武蔵野台地を侵食して流れる神田川などの谷底低地では，最近まで池・沼沢があり表層には泥炭層が堆積してきわめて軟弱なところが各地にあって，震度6強～7を示しました．一方，すぐ側面の台地面上では震度が5ほどで，全壊率は1％程度でした．
震源に近かった横浜はきわめて激しい揺れに見舞われました．地形別の住家全壊率は，台地・丘陵地で5%程度であったのに対し，谷底低地ではおよそ40%，沖積層の厚い干拓地・埋立地では80%を超えました．全壊率が大きいところは地下に埋没谷があって沖積層が厚いうえに，砂州で閉ざされた干潟を干拓した土地で，表層がひじょうに軟弱なところです．
1891年濃尾地震（M 8.0）は最大規模の内陸地震で，濃尾平野を中心に大きな被害が生じました．尾張地方の震央距離50kmところにおける住家全壊率は，沖積低地（沖積層厚20m以上）70％，沖積低地（同20m未満）45％，台地6.5％，扇状地6％，丘陵地2.5％で，震源から離れるほど地形・地盤による差は大きくなっていました．
1948年の福井地震（M 7.1）は，新たに震度階7が加えられたという激震でした．被害の大部分は，幅12kmの細長い盆地状の福井平野内に集中し，全壊率は平野のほぼ全域にわたって80％以上という大きな値を示しました．しかし側面の山地ではほとんで0にまで低下し，山地と沖積低地との差がきわだちました．地震波の屈折・反射を起こす盆地状の地下地層構造も，これに関係したものと推定されます．1995年の兵庫県南部地震では，地下の地層構造による地震波の屈折・反射が，幅せまい帯状の震度7地域（震災の帯）をつくりだしました．
共振現象がきわだってあらわれた例に，1985年メキシコ地震（M 8.1）によるメキシコ市の被害があります．固有周期が2秒程度の非常に軟弱な湖底堆積層からなる市街域では，10数階建てのビルが共振により集中的に倒壊し，震源から400kmも離れていたにもかかわらず1万人もの死者をだしました．
地表近くに締まりのゆるい砂質層があり，そのすきまが地下水で満たされている，というのが液状化の発生条件です．ゆるくつまってすきまの多い砂層が強く揺すられると，粘着性のない砂粒子はお互いの支え合いをたやすくはずして配列を変え，全体としての体積を小さくしようとします．これに対し水は圧縮されにくいので体積縮小に強く抵抗して水圧が高まります．こうして砂粒子は圧力を高めた水中にばらばらになって浮いた状態に変わります．これが液状化です（図6）．
圧力を高めた地下水が砂と共に地表へ噴出すると，地層の中身が抜け出たことになり，沈下・亀裂・陥没・隆起などの地盤変形が起こります．横からの押さえのないところや傾斜のあるところでは，液状化層が流動します．これにより液状化層中の地下埋設物や地表の建物・構造物は被害をうけます．地震動の主力であるS波は，ずれによる変形が伝わっていく横波なので，ずれの力に抵抗できない液体の中にはS波は伝わりません．したがって液状化は地震動を弱くします．被害はもっぱら地盤の変形や破壊によってひき起こされます．
水と砂が抜け出すのにはかなりの時間がかかります．一般に数分～数十分程度が多いのですが，大規模な噴砂では数時間も続くことがあります．震動の直接作用による建物の破壊は，強い揺れの続く数十秒ほどの短時間に起こるのに対し，液状化による建物の傾斜や沈下はこれよりも長い時間かけて進みます．したがって人命への危険は小さくなります．
被害をうけやすいのは重量の大きな建築物や構造物で，液状化砂層中に沈み込んだり傾斜したりします．地中に埋設された上下水道管・ガス管・マンホール・タンクなどは，内部を含めた全体の比重が液状化層の比重よりも小さいので，浮き上がります．地中埋設物・護岸・擁壁などは側方流動によって押し出されます．堤防・道路などの盛土は基礎地盤が液状化すると，沈下やすべりだしにより破壊されます．地盤の上に乗っているだけの軽い木造建物に対しては，液状化の影響は小さいのですが，亀裂・陥没・隆起などが大規模になると，やはり被害を受けます．基礎地盤が変形をうけているので復旧が困難です．2011年東北地方太平洋沖地震では，強震動が5分近くも続いたので液状化が大規模に発生し，木造家屋も大きな被害をうけました．
液状化は締まりのゆるい砂層と地下水飽和という2条件の組み合わせによって生じるので，これらの条件をなくすことが液状化防止の地盤改良対策になります．これは軟弱地盤対策にも共通します．
砂層をなくす： 砂よりも細粒で粘着性があるため液状化が生じない粘土・シルト，あるいは粗粒のため排水がすみやかに進む礫で砂層を置き替える方法で，根本的な対策ですが高コストです．
地下水をなくす： 水抜き・脱水・止水などをおこなって地下水位を下げ，表層部における地下水飽和の状態をなくす方法ですが，長期間にわたって地下水位を下げるのは困難です．
砂層を固める： 締め固め・圧密により砂層の密度を上げて液状化しにくくするもので，もっとも一般的な方法です．振動杭の打ち込みなどによりおこないますが，振動や騒音が問題になります．
透水性を高める： すきまの大きい地層を埋め込み水圧上昇を抑えるもので，これには，先端を閉じた鋼管を打ち込み，砂利や砕石を詰め込んだあと鋼管を引き上げるという方法があります．
盛土を行う： 厚さ2～3mほどの盛土をおこなって噴水・噴砂を抑えこむもので，一般住宅の被害防止に役立ちます．
液状化が発生しやすいのは，地下水位が高くて地表近くまで地下水で飽和した，深さ15～20m以内のN値の小さい（締りのゆるい）砂質層です．液状化がもっとも起こりやすいのは細粒・中粒の砂（粒径1/8～1/2mm）で，その粒径がそろっているほど液状化の可能性が大です．より細粒になると粘着力による抵抗が生じて液状化が起こりにくくなります．粒径の大きい礫になると，透水性が大きくて水が抜け出しやすく，繰り返し揺すられても水圧が高くならないので，液状化しません．
深さによって異なりますが，N値がおよそ20以下であると液状化発生の可能性があり，N値が10以下になると液状化の危険性は大きくなります．深いところ（一般に20m以深）では周囲からの押えの力が大きいので液状化は生じにくくなります．液状化が起こっても噴水・噴砂をともなわなければ，地表への影響はあまりありません．また，砂粒子が密につまってN値が大きい場合には，液状化が起こっても一時的であり，それによる地層の変形も大きくありません．
以上に示したような砂質層が分布することの多いのは次のような地形で，過去の液状化災害はこのようなところで起こっています（図7）．ただし，沖積層よりなる河川・海岸の低地であれば，多かれ少なかれ液状化の可能性のある砂層があると考えたほうがよいでしょう．
海岸埋立地： 造成されて間もない締まりのひじょうにゆるい地層であり，地下水位は高く，埋め立て材料は海底砂であることが多いので，液状化がもっとも起こりやすい人工の地形です．東北地方太平洋沖地震では，千葉から東京に至る東京湾岸埋立地で大規模に液状化が発生しました．
旧河川敷・旧河道，旧潟湖・池沼： 平野中の凹地で地下水位の高い地形です．旧河道は表層が主として河床砂よりなるので，液状化の生じやすいところです．液状化が注目されるようになった1964年新潟地震では，新潟市内の信濃川旧河川敷で，現在も典型的とされる液状化被害が発生しました．東北地方太平洋沖地震では，霞ヶ浦と利根川の間にある潟起源の低地において大規模に液状化が起こりました．ここは低い海岸砂丘の内陸側にもあたります．
砂州・砂丘の内陸側縁辺，砂丘間凹地： 砂丘の内陸側やそれらの間の凹地では地下水面が浅いことが多いので，液状化が生じます．一般に沿岸砂丘の発達する海岸平野では砂質層が多く分布し，また，盛土・埋土の材料も砂が使われるので，地震時には平野内で広く液状化が生じます．日本海沿岸では砂丘が広く発達しているので，1964年新潟地震，1983年日本海中部地震など，日本海における地震では著しい液状化が起こっています．
低い自然堤防・緩扇状地・三角州など： 平野面は，やや小高い自然堤防，帯状凹地の旧河道および浅い皿状の後背低地で構成されます．自然堤防は砂質層からなるので，その低いものは液状化の可能性があります．後背低地や旧河道では地下水位が高いので，砂質のところでは液状化が生じます．三角州は河川が土砂を海に運搬してつくった地形で，地下水位は高く，堆積層の締まりはゆるいので，砂質のところでは液状化発生の可能性が大です．勾配の緩やかな扇状地では，地下水位の高い旧流路や扇端部で液状化の可能性があります．
津波を主に起こすのは海底下を震源とする規模の大きい地震です．この断層運動が海底面を隆起あるいは沈降させると，その海底地形変化がほぼそのまま海面の変化に移し替えられ，ついで激しい海面波動が生じて周囲に伝わっていきます．弱い地震では海底変化が生じないので津波は起きません．強い地震でも震源が深いと，断層ずれの影響が海底面にまでは達しないので，津波は発生しません．
大きな津波をひき起こすのは，プレートの沈み込みにより起こる海溝型巨大地震で，低角の（水平に近い）逆断層です．このような断層では海面が押し上げられるところと引き下げられるところとが生じます．押し上げの側では押し波（海面の上昇）が先頭となって伝わり，引き下げの側では引き波（海面の低下）が先行します．高角の（垂直に近い）逆断層ではほぼ押し上げだけです．断層ずれの量はM 8で5m程度，M 9で20m程度です．ただし垂直方向のずれはこれよりも小さくなります．
津波は海底面の垂直変化が生じた範囲（波源域）で発生します．波源域の長辺は，M 7で30km程度，M 8で150km程度です．2004年スマトラ島沖地震（M 9.2）による津波の波源域の長さは1100kmと巨大でした．
断層の破壊は秒速3kmほどで進行するのですが，これがよりゆっくりと進む地震では，マグニチュードのわりには大きな津波を発生させます．これは津波地震と名づけられ，警告として役立つ震動が強くないために，大きな人的被害をもたらしています．
津波は波源域の外周から四方に発進します．これはかならずしも一様ではなく，ある方向にそのエネルギーが集中するという方向性を示します．波源域の形は一般に楕円形です．大きな津波を起こす海溝型地震では，波源域は海溝に沿って細長くなります．この細長い楕円の短軸方向（横方向）に津波のエネルギーは強く放出されます．海溝は大陸や弧状列島にほぼ平行して走っているので，波源域は陸地に側面を向ける楕円形となり，陸地および沖に向かってより高い津波を伝えます．津波は光と同じように屈折・回折・反射などをおこないます．屈折は進行速度が遅くなる水深の浅い方へ波が向かうように起こります．このため半島や岬には波が集中します．島があると波が回り込み，裏側で波が重なって強くなることがあります．
地球儀では，北極から全方向に向かって伸びる緯線は赤道で最も拡がった後しだいに集まってきて，裏側の南極で再び1点に集中しますが，これと同じことが遠地津波の場合でも生じます．南米西岸に沿うチリ海溝では巨大地震による津波がしばしば発生しています．ここは日本からみて地球の裏側に近い位置にあるので，チリ海溝で発生した津波は太平洋の中央でいったん拡がった後しだいに集まってきて，日本近海で波高が高くなります．
津波は波長の非常に大きい波で長波と呼ばれ，水深の平方根に比例する速さで進行します．その速度は，水深4,000mの外洋において秒速約200m（時速720km），水深200mの陸棚では秒速約44m，水深10mの海岸部では秒速約10mと，海岸に近づき水深が浅くなるにつれ速度は低下します．
このため海岸（津や浦などともよばれる）では後からの波が追いついてきて重なるようになって波高が高くなるので，津の波とよばれるようになりました．
浅い海岸では進行速度の低下によって波高が増大しますが，奥ほど幅狭い湾の中に進入すると，こんどは横から押し込まれて波はさらに高くなります．この海岸地形による波高の増幅度は，湾の幅の減少度が大きいほど，また水深の減少度が大きいほど大となるので，湾の外が深い海で，湾奥に向かって水深が急速に浅くなり平面形がV字状の湾では，湾奥で津波が非常に高くなります．
地盤や建物などと同じように，湾にも平面形や水深分布などによって決まる固有周期があります．襲来した津波の周期と湾の固有周期とが一致すると，共振現象により波が増幅されます．湾内が広く奥深くて，海への出口が狭いような湾においてこの現象が著しくなります．このため，近海で起こる津波（周期10分程度）では被害はないのに，チリ沖からのような遠地津波（周期50分ほど）で大きな被害が生じるといったことが起きます．
高さを増した津波は海岸線を越え，激しい流れとなって陸地へ流入します．津波の1波による海面の高まりは数分以上続くので，周期の短い風波の打ち寄せとは全く違って，大量の海水がひきつづき流入してきます．これは上り勾配をさかのぼる流れになるので，しだいに水深と流速は低下します．また，数分程度で海面は上下するので流入した海水はすぐに引き戻されます．この結果海水の到達標高はある限界を示します．地表面勾配がかなり大きいところでは流れの大きな慣性（いまの運動を続けようとする性質）により，海岸での波高よりも高くにまで駆け上がります．勾配がゆるやかな広い海岸低地では，引き戻しの効果により到達限界の標高は海岸での波高よりも小さくなります．限界に達した後は海への戻り流れに変わります．今度は地表面の傾斜方向への重力が加わるので，より激しい流れになります．
最大到達標高は津波の規模を表す主要な指標です．1896年明治三陸津波では38m，東北地方太平洋沖地震津波ではおよそ40mでした．到達の水平距離は，抵抗の小さい河川をさかのぼって周囲の低地に氾濫する場合に大きくなります．東北地方太平洋沖地震津波では北上川低地において河口から20kmにまで浸水域が及びました．
最大到達高は局地的な地形の効果により限られたところで生じた高い駆け上がりを示すものです．被害に関係するのは低地内市街における最大浸水高で，これは建物などに残された痕跡高でわかります．津波の破壊力は水深（波の高さ）が大きいほど大ですが，これが3～4mにもなれば破壊力は十分に強いので，海面に近い標高の海岸低地に集落があれば，数m程度の高さの津波でほぼ完全な破壊をうけます．これまでの津波例では，浸水高4～5mで 住家全壊率100％の集落が出現しています．
大きな津波をひき起こすのはM 8～9クラスの海溝型巨大地震です．日本周辺では，千島海溝～日本海溝および南海トラフの海域で大きな津波が発生しています（図8）．また，渡島半島沖から新潟県沖にかけての日本海（北米とユーラシアのプレート境界）および相模トラフで波源域のやや小さい津波が起こっています．波源に近いほど一般に津波は高くなるので，これらの海域に直面する海岸がまず危険海岸としてあげられます．
千島海溝～日本海溝では波源域は陸地からかなり離れているので，津波が海岸に到達するのに30分程度かかります．これに対し南海トラフや相模トラフは，太平洋南岸近くにあり先端は陸地に達しているので，波源は陸地にきわめて近くなり，押し波の第1波は数分以内に海岸に到達します．避難の余裕時間からみると，本州・四国南岸は高危険海岸になります．
海岸地形からみた高危険海岸は，増幅の条件からなによりもまずリアス海岸です．リアス海岸とは，地殻運動により山地が沈降し谷間に海が入り込んだ地形で，岬と小湾が連続する屈曲の多い海岸線をつくります．延長200kmにわたりリアス地形が連続する三陸海岸は，巨大地震の多い日本海溝北部に面するので，繰り返し大きな津波災害をこうむっています．
リアス海岸では集落は狭くて低い湾岸低地に散在して立地するので，津波に対する危険性の大きい居住環境がつくられます．牡鹿半島の東南東沖を震源とした東北地方太平洋沖地震の津波では，最大到達高が牡鹿半島を境にして北方のリアス海岸で30～40m，南の直線的海岸で10～20mと，明瞭な違いが示されました．リアス式ではなくただ一つの湾であっても，もちろん波高の増幅が起きます．
直線状の海岸でも，海岸近くの海底勾配が小さいと（遠浅であると），海水の戻りが遅くなり，その結果として陸地内に進入した海水が引き戻されることなくより高くまで進入します．1703年の元禄地震では，遠浅の九十九里浜で死者数千人の大きな津波被害が生じました．
リアス湾岸のような比較的せまい海岸低地では，海岸における津波最大波高までの標高域が危険域としてまずあげられるのは言うまでもありません．流入する津波の大きな慣性による駆け上がりのために，これにさらにどれだけの高さの増加をみるかは，低地面の勾配や平面形などの地形条件によって違ってきます．岬のような突出部では屈折により波が集中して，打ち上げ高が大きくなります．先細まりで緩傾斜の谷が低地の奥に続いているところでは，大きな駆け上がりが予想されます．大河川の低地では，流れに対する抵抗の小さい河道内を速い速度で遡上した津波が，堤防を越えて低地内に溢れ出すと浸水域は内陸深くに拡大します．広い海岸平野では引き波により進入が抑えられて，到達限界標高は最大波高よりも小さくなります．これは周期が短い津波ほど著しくなります．津波の周期が長いと駆け上がり高は小さくなり，一方，到達の水平距離は大きくなります．したがって津波周期により危険域は違ってきます．
津波の高さは何十mにもなる可能性のある現象であり，その破壊力は強大なので，十分な安全率を見込んだ対応が必要です．地震動の作用とは異なり，津波には水面という明確な限界があるので，避けることは原理的に可能です．津波ハザードマップの多くは，津波の数値計算により作成されていますが，設定したある特定の津波規模・周期の場合のものであり，安全域を保証するという性質のものではないということを忘れてはなりません．避難を前提にしてはならない施設（病院，高齢者収容施設など）や緊急避難場所は，可能なかぎり高いところに選定しなければなりません．
津波の伝わる速度は大きいものの地震波に比べれば数十分の1なので，強い地震動を感じてから津波の到達までに，数分～数十分の時間があります．この貴重な余裕時間を最大限に活かして，危険な海岸低地から高所へのすばやい避難がなによりも重要です．しかし，震動の小さい津波地震や遠地津波ではこの先行情報がないので，津波の来襲に伴う異常現象や海岸に迫る大波をいち早く認めて，緊急退避をおこなう必要があります．
津波が引き波からはじまる場合には，海水が異常にしりぞいてふだんの干潮時には決してあらわれない海底が露出します．このとき，幸いとばかりに貝や魚を採りにいくようなことをしてはなりません．すぐに大きな押し波がやってきます．第一波が引き波になるか押し波ではじまるかは決まっていません．前回の津波の経験から，この海では津波は引き波からはじまるのだ，といった根拠のない先入観を持っていると非常に危険です．浅い海に押し寄せてくると津波は前面が切り立った白い連続する壁となり海岸に迫ってきます．近づくと異常な音や振動が感じられるようです．これを認めたら全力でもっとも近い高所や高い建物に駆け上がらねばなりません．
津波の情報・警報は，地震が起こるとそのマグニチュードや震源位置に関係なく，すぐに気象庁から発表されます．これはそれだけ津波警報の緊急必要度が大きいということを意味しています．津波が起こる可能性とその規模の予測は，種々の条件を与えたひじょうに多数の津波数値計算をあらかじめおこなっておき，観測した地震の最大振幅・震源位置・深さなどと照合して類似の津波計算例を検出する，という方法に基づき迅速におこなわれています．発表は地震の発生から約3分を目標にしています．問題はこの情報を受けて人々がどう反応し行動するかということです．
緊急避難場所の標高は安全をみて20m以上は必要です．前回の津波の高さは3mであった，あるいは警報が3mの津波を予想しているから，それよりも高いところにいれば安全だといった判断は正しくありません．5mの高さの海岸堤防があるから3mと予想された津波はそれで防げるといった思いこみもまた危険です．危険はわかっていても，まっすぐ高所へ向かう避難行動がとれない場合はあります．緊急異常時にはまず家族の安否が気がかりになり，連れに行こうといったような行動が先にたちますが，これは危険をともないます．あらかじめよく話し合っておいて，めいめいが独自にもっとも近くの高所を目指している，という確信が持てるようにしておく必要があります．
高齢者や病人の避難・移送に手間取っているうちに逃げ遅れるというのは多いケースです．高齢者収容施設，病院，幼稚園，小学校などは高台に立地しなければなりません．避難場所はもちろん十分に安全を見込んだ高い所に指定する必要があります．自動車で避難する人は多くなってきましたが，高所へ通じる道路には車が集中して渋滞し，津波に追いつかれるおそれがあります．このような場合，車を乗り捨てて近くの高い建物などに逃れるというとっさの決断が要求されます．
一般に最後にこうむった災害の規模にもとづいて危険の判断をしがちですが，津波の場合には常に最大規模を想定して避難対応をおこなう必要があります．防波堤などの防災構造物は機能にある上限を与えて造られているものであり，とくに津波に対しては大きな限界があることを知っていなければなりません．防災構造物の存在が安心感を与え避難を妨げるようなことがあってはなりません．
津波の危険が大きい海岸低地から高地への住居移転は抜本的な危険除去策で，その実施には多くの困難はあっても対策の基本となるべきものです．避難はその実現までの一時的な対策に位置づけられます．そもそも最初から危険な海岸低地には住まない，利用を極力抑えるのが基本です．その利用を続ける場合，自らの判断で大きなリスクを受け入れているということを明確に認識し続けることが求められます．
地震による火災の大部分は建物倒壊によって生じるので，本震後の短い時間の間にいっせいに出火し，その件数は建物倒壊数に比例して多くなります．常備消防力はこのような異常事態に対応できるようにはなっていません．地震時にはまた，消防施設の被災や署員・団員の参集不能により，消防力が低下します．
出火現場へ到達するのに道路利用が欠かせませんが，これは道路の亀裂・陥没，橋の崩壊，建物の倒れこみなど，および大量の自動車のいっせい使用による渋滞によって，大きな障害をうけます．火災現場に消防隊が到達したとしても消火栓は破壊されているおそれがあります．遠くの川や池からの送水では多数のポンプ車や人員・機材を割り当てることになり消防力が低下します．
常備消防力の手が及ばないとなると，あとは地区住民の消火活動にゆだねられることになります．しかし，強い震動による被災や恐怖により，震度が大きいほど住民による止火（使用中の火気器具の始末）や初期消火（消火器やバケツなど）の活動は低下します．また水道管破壊によりかんじんの水が得られません．かくして地震時には出火の多くが延焼し，建物が密集する都市では大火災になります．
出火・炎上，天井着火から1棟火災までの10～20分ぐらいの間における，居住者や地区住民による初期消火が，常備消防力を期待できない地震時にはとりわけ重要です．1923年関東地震時の東京市内における出火数は98で，このうちの27（28％）が火元付近で消し止められ，残りの71が延焼しました．飛び火では45のうち41が延焼しました．都合悪く弱い台風が通過していて秒速10mほどの強風が吹いていたので，焼失40万戸という世界最大の規模の大火災になりました．
出火原因は時代・時刻・季節などの影響をうけます．炊事時には油鍋の炎上が大きな危険です．冬には石油を使う暖房器具が主な出火原因になります．自動消火しても余熱が残っています．薬品はいつの時代でも主な出火源の一つです．1995年兵庫県南部地震のときの神戸では，原因不明を除外すると，電気・ガス関連が70％をも占めました．通電再開による出火もかなりありました．
市街地における延焼域拡大の速度は，風速が大きくなるにつれ加速的に増大します．関東地震のとき東京では秒速10m～15mの強い風が吹き，延焼速度は平均時速200～400m，最大800mでした． 兵庫県南部地震時の神戸では，平均風速が毎秒2～3mと弱かったので，延焼速度は遅くて平均時速30～40mでした．しかし，水利不足や交通渋滞などにより消火活動が妨げられたので，16時間にわたり燃え続けて，空地のところでやっと焼け止まったという状態でした．
延焼拡大の危険が大きいのは，木造建物が密集し耐火性の建物の比率が低く道路が狭い地区です．現在の東京ではほぼ環状7号線に沿う地域です．耐火建築の多い山手線内では，出火危険度は大きいものの延焼危険度は小です．延焼を阻止する要因には，道路・鉄道，空地・緑地，河川・海，耐火造・防火壁，消防活動などがあります．地震火災では消防活動以外の自然および人為的な延焼阻止要因に大きく依存せざるを得ません．道路，公園，緑地帯などの広い空間を都市内に計画的に配置して延焼がおのずから止まるのを図るのが，地震火災対策の基本になります．みどりの多い住みやすい街は安全な街でもあります．