Ⅰ 地震・津波災害
地震は地盤強震動，液状化，津波，斜面崩壊など種々の災害事象を引き起こす．地震波は広域にくまなく伝播して地盤を震動させるが，これらの災害現象は地形・地盤等の条件により発生場所が限定される．重大な2次的災害である火災は地域の社会環境に支配される．斜面崩壊・土石流などは大雨によっても生ずるので，これらは土砂災害としてまとめて別に説明する．地震災害は全く突発的であり，被害の大枠はその発生時にほぼ決められるので，事前の準備対策がなによりも重要である．
1. 地震
1.1 プレートと地震
地震は地下岩盤の断層によって生じる．断層とは岩盤がある連続面を境にして相互にずれ動く現象である．長年月かけて歪みが蓄積され，岩盤の破壊限界に達すると断層が生じて歪みエネルギーが解放され，これが地震波となって伝播していく．歪みを起こす主因はプレートの相対運動である．
プレートは地球表面を100kmほどの厚さで覆う岩板で，大きさや形がさまざまな十数枚のプレートの存在が現在認められている．その境界は海溝などの地形や震源の分布から推定される．プレートはマントル対流の上昇部である海嶺において形成され，マントル対流に乗って水平移動し，やがて地球内部へ沈み込んでいく．この運動でプレート同士がぶつかり合いあるいはずれ合うと，大きな歪みが生じて強い地震が発生する．歪の発生はプレート境界域に集中する結果として，帯状につらなる地震帯が出現する．
世界の主要地震帯は，太平洋をほぼ取り巻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である．日本列島は環太平洋地震帯の北西部に位置し，ユーラシア・北米の両大陸プレートの下に太平洋およびフィリピン海の両海洋プレートが沈み込んでいるという複雑な地下構造のところにある．沈み込みの場所が千島海溝・日本海溝・南海トラフなどである（トラフは舟底状の浅い海溝）．沈み込みにより日本列島はほぼ東西に圧縮され，大きな歪が継続的に生じて大小の地震が頻発する．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る．プレートの運動は陸域の地殻内にも長時間かけ歪を蓄積させて，内陸地震（直下型地震）を引き起こす．その歪み蓄積速度は海溝付近に比べ1桁以上小さい．
1.2 地震と断層
断層には上側の岩盤がずれ上がる逆断層，上側岩盤がずれ落ちる正断層および
横にずれあう横ずれ断層とがある．日本列島のような圧縮の場では逆断層が主に生じ，この結果として地殻は押し縮められる．マグニチュード(M)8の地震では断層面の長辺の長さが100kmでずれ量が6m，M7で30kmおよび1.5mというのが，日本における内陸地震の平均的な大きさである．断層面の位置・形状は余震の震源の3次元分布からおよそ知ることができる（図1.1）．断層面の広さとずれ量とを掛けた値は地震のエネルギー規模を表す．震源は岩盤破壊が始まる場所で一般に断層面の端にあり，秒速3kmほどの速度で破壊は進行する．破壊が終了するまでの時間はM8の地震で1分以内であるから，強い震動が続く時間もその程度である．
マグニチュードの大きい地震や震源の浅い地震では，断層が地表に達して地表面にずれを起こす．活断層は最新の地質時代（一般に第四紀後期のおよそ数十万年前以降）に活動した形跡のある断層で，今後も活動が反復すると考えられるものとされる．その認定は，台地・段丘面のような本来平坦な地形の表面にある連続的ずれなどを主要な手がかりとしておこなわれる．深いところにあり地表には達していない断層は，活動を繰り返していても活断層としての認定が極めて困難である．
活断層の活動は内陸地震を引き起こす．その発生は数千年～数万年に1回の頻度である．一方，海溝近くの海底で起こるM8 クラスのプレート境界地震は100～400年ほどの間隔で起こる．陸域で発生し被害を引き起こした地震の半分程度は，既存の活断層の活動とは認定されていない．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ったが，この野島断層付近では震度は6弱以下であり，地盤条件や地下地質構造に規定されて，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出現した．活断層に近いほど震動が強くなるというわけでは必ずしもない．
1.3 地震波
地震波には，粗密の状態が伝わっていく縦波のP波，ずれ変形が伝播していく横波のS波，地表面（境界面）上を伝わる表面波がある．このうちS波が最も強い揺れを示
す主要動である．硬い地下岩盤での地震波速度は，P波が5～6km/秒，S波が3～4km/秒，表面波が3km/秒程度である．このためP波が最も先行して伝わり，少し遅れてS波がやってくる．この到達時間の差（初期微動継続時間）は距離に比例するので，これを多数の観測点で求めて震源の位置が決定される（図1.2）．表面波はあまり減衰しないので，遠方の強い地震では遅れてやってくる表面波が卓越して，ゆっくりとした揺れが長く続く．最初のガタガタというP波の揺れを感じたら，とっさに身構えあるいは行動を起こし，続いてくるS波の主要動に備えることが望まれる．
地震の規模を示すマグニチュードMは，地震計で記録された地震波形の最大振幅から求められる．ただし， M8以上の巨大規模地震ではこの方法が適用できないので，代わって断層面の広さとずれ量との積で与えられる地震モーメントに基づいて計算される．Mは対数を使って表される値で，Mが0.2大きいとエネルギーはほぼ2倍に，1大きいと32倍になる．地震の回数はMが1小さいとほぼ10倍になるという関係が認められる．
最も先行するP波を震源近くで捉え，それが強い揺れであったら，その情報を周辺の地域にいち早く伝えてS波の到達前に緊急対応をとらせようとするのが緊急地震速報である．震源の近い内陸地震では，緊急対応が最も必要な強震動域（震度5強以上）にはこの情報は間に合わないと受け止めていたほうがよい．
1.4 地震危険度
同じ震源域で繰り返し起こっているプレート境界地震や主要活断層を対象にして，大地震の発生する確率の評価と各地点の地震動予測がおこなわれている．地震発生確率は，大地震の平均の繰り返し期間と最後の地震が起こった時期に基づいて求
められる．平均繰り返し期間を経たときに発生確率は最大になり，平均からはずれるほど確率は小さくなると考えてよいので，確率の分布曲線は図1.3のようなベル型になる．図においてa+bの面積が1（地震はこの期間に1回発生）であるから，aをa+bで割った値が今後30年間の発生確率になる（この30年はどのような年数でもよい）．
発生確率は地震の平均間隔が長いほど低く，前回発生から時間が経つほど高くなる．海溝型巨大地震の平均発生間隔は100～300年程度なので，発生確率は比較的大きな値になる．一方，内陸の活断層の活動による地震の発生間隔は数千年～数万年なので，確率は非常に小さく計算される．平均間隔120年をすでに40年近く超過していて発生が最も懸念される想定東海地震の今後30年以内確率は88％と試算されている（2012年時点）．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％と評価されている．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る．相模トラフ北部における地震（関東地震）の発生間隔は200～400年で，30年以内の発生確率は1％以下である．南関東においては，M7クラスの地震が30年以内に起こる確率が70％と高い値が示されている．M7の地震による震度6以上の範囲は半径30kmほどなので，1回のM7地震の被災域は南関東の一部に限られる．
1.5 地震予知
地殻中に歪を蓄積させる主因はプレートの運動である．この運動速度はほぼ変化しないので歪の蓄積速度は一定で，大地震発生の時間間隔もほぼ一定とみなされる．このことを基礎において，最近大地震が起こっていない地域（空白域）を対象にし，歪が地殻の破壊限界近くに達したことに伴う地殻変動等を集中観測して，その異常変化（前兆現象）を捉えようとするのが（短期的）地震予知である．
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る．この記録など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，次の大地震が差し迫っていると判断される．空白域の場所と広さから「どこで」と「どんな規模で」の答えが出せるが，「いつ」という最も必要とされる答えを出すのは非常に難しいのが現状である．
地震予知のための観測項目は，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，M8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る．最近では，固着と高速すべりを起こすエリア（アスペリティ）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捉えることに重点がおかれている．しかし現在のところ，M8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る．2011年の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る．
発生時期に大きな不確かさのある予知情報を受けて，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る．また，予知により防げる被害部分は限られ，災害の大枠を決める1次的破壊被害（建物倒壊など）を防ぐことはできない．一般に，当たり外れが大きく対応コストが大きい場合には，予知・予測は補助的手段に位置づけられるものである．
2. 地盤強震動
2.1 震度
震度は地震波が到達した各地点における地震動の強さを示す値で，地震被害の大きさを決める基本値である．一般に用いられているのは10階級区分の気象庁震度階であるが，最大加速度や最大速度などの地震動観測値によっても表される．気象庁震度は揺れの状態や被害などに基づく総合的な判断で以前には決められていたが，1997年から震度計（加速度計）により観測した加速度の大きさとその継続時間に基づいて自動決定する計測震度に全面的に切り替えられた．これにより強い地震の回数が以前に比べより多くなっている．
強い地震動は強震計により観測記録される．これはある強さ以上の地震動が入力されると作動して，地盤の震動や建物・構造物などの震動（加速度・速度）を低倍率で記録する．高倍率では針が振り切れて記録できない．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る．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る．
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ている．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％程度である．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る．例えば，2011年東北地方太平洋沖地震で唯一震度7を計測した宮城・栗原市の全壊率は0.2%で，震度5強相当であった．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，破壊の実態を示さない場合があるという事情が加わる．
地震動の強さを決める主な要因は，地震のマグニチュード，震源からの距離およびその場所の地盤条件である．地下基盤の構造，断層破壊の進行方向，広域の地殻構造などもまた関係している．地表面にはさまざまな地層や地形が分布していて伝わってきた地震波の強さや性質が変わり，その結果として地震被害の場所による違いが出現する．とくに軟弱地層域では地震動が大きく増幅されて震度が大きくなる．地域の地盤条件を知ることは地震対策の基礎である．
2.2 地震動の増幅
地震波の伝播速度は硬い岩盤で速く，軟らかい地層では遅くなる．地震の主要動であるS波の速度は岩盤・地層の硬さの平方根に比例し，硬い岩盤では秒速3km程度，締まった洪積層で400～500m，沖積層のような軟らかい地層では100～200mほどである．
地下深部から伝わってきた地震波は地表面で反射して戻っていくが，その一部は
最表層の軟らかい地層とその下のより硬い地層との間の境界面で反射し再び地表面で反射する，ということを繰り返してその地層中に閉じ込められる．この閉じ込め部分は地震波速度の遅い軟らかい地層ほど多くなる．この結果として表層の軟らかい地層中には多くの波が後から後からと詰め込まれて重なり合い，地震の揺れが強くなる．これが地震波速度の低下による震動増幅である（図1.4）．
震動はまた共振現象によってさらに増幅される．物体はすべて建物も地盤も，非常に揺れやすい特定の固有周期をそれぞれ持っている．これと同じ周期の力が外から作用すると，それが弱いものであってもそのエネルギーがロスなく取り込まれていって，大きな揺れが誘発される．これが共振であり，音の共鳴と同じ現象である．
地震波にはいろいろな周期の波が重なっており，通常の地震で多いのは0.3～1秒ほどの周期の波である．伝播してきた地震波の中に地盤の固有周期と同じ周期の波が多く含まれると，共振現象によりこの地盤は大きく揺れる．各種地盤の固有周期の概略の値は，岩盤0.1秒，洪積層0.2～0.3秒，沖積層0.4～1.0秒，埋立地・沼地の軟弱層1.0秒以上などで，地震波と共振を起こしやすいのは沖積層である．より軟弱な地層は主要動の後に長く続く長周期の地震動と共振する．これは地震動と地盤との間での共振であるが，更に地盤と建物の間での共振が加わる．
地盤と同じように建物も，揺れやすいある固有の周期を持っている．地盤震動の固有周期が建物の固有周期と一致すると，共振現象により建物は大きく揺れる．建物の固有周期は構造や高さによって異なり，その概略の大きさは，一般の木造住宅0.3～0.6秒，10階建鉄筋コンクリートビル0.8秒前後，10階建鉄骨ビル1.2秒程度などで，高い建物ほど固有周期は長くなりゆっくりと揺れる．岩盤の固有周期は一般の建物の固有周期よりも小さいので，地表近くまで岩盤よりなる山地では共振現象はほとんど生じない．一方，厚くて軟らかい沖積層からなる平野では，多種類の建物が共振を起こして被害が大きくなる．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る．
表層地盤における震動増幅のしくみは，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詰め込まれ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，とわかりやすく示すことができる．
2.3 表層地盤条件
地震動の増幅がとくに大きいのは，沖積層の厚いところ（およそ30m以上）および表層が極めて軟弱なところ（泥炭層など）である．地盤の調査は主として地層ボーリング
による標準貫入試験でおこなわれ，これにより地層の硬さの程度を示すN 値が測定される．N値は地層のコアを採取するサンプラーを一定深さだけ打ち込むのに要する打撃回数である．砂質地盤では密度が，N値0～4で非常にゆるい，4～10ゆるい，10～30中位，30～50密，であることを示す．粘土地盤では硬さが，N値0～2で非常に軟らかい，2～4軟らかい，4～8中位，8～15硬い，15～30非常に硬い，を示す．S波速度は，N値5で150m/秒程度，N値0で80～100m/秒である．
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低地に進入した．こうして出現した多数の入り海や内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ある．したがって形成後間もないのでまだ固まっていなくて，隙間が多く締りのゆるい地層である．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る．
地形と表層地盤との関係は密接なので，地形から地盤の種類とその広がりを推定することができる．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作用力），地理的な位置，形成時代などに基づいて区分するのが地形分類で，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る．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われる．
厚い沖積層が分布することの多い代表的な地形に三角州がある．三角州は河川によって海にまで運ばれた泥質物が堆積して形成された地形で，軟らかくて厚い沖積層からなる．その厚さは東京の荒川河口域で約70m，地殻の沈降の激しい新潟平野では120mに達する．沖積層厚は埋没谷のところで特に大きくなる．埋没谷はかつての氷河期の海面低下時に河川が陸地面を削りこみ谷地形をつくって流れていたところである．
表層が特に軟弱なところは，入り海の名残りである潟性低地，干潟を陸化した干拓地，昔の池や沼，台地内の谷底（とくに沿岸砂州により出口が閉ざされた場所）などである（図1.5）．
2.4 強震動災害
地盤条件は震動増幅度の違いを通じて地震被害の分布を決める．最大規模の内陸地震であった1891年濃尾地震 (M8.0)では，震央から50kmのところについてみると，住家倒壊率は河川氾濫原・三角州（沖積層厚20m以上）60％，同（沖積層厚20m未満）35％，台地・扇状地7％，丘陵地2.5％という差があり，距離が大きくなるにつれこの差はさらに増大していた．
1923年関東地震では，東京（旧15区）は関東地震の震源から50～60km離れていたので，山の手台地面では全壊率がほぼ1%以下で，震度は5強～6弱であった．これに対し下町低地などでは全壊率が局地的に30%を超え（震度7），地盤の違いによる被害の差が明瞭に現われた．全壊率が大きかったのは荒川低地中の沖積層の厚い地域および山の手台地を刻む谷の出口や谷底の旧池沼域であった（図1.6）．かつての海面低下時には，関東平野を流れて東京湾に流入していた古東京川は，下町低地において現在の荒川の流路付近を流れ，当時の陸地面を深く削り込んでいた．従って，隅田川の東では西に比べ沖積層がより厚く，その結果が被害率の大きいことに明瞭に現われた．隅田川の西方では，丸の内谷とよばれる埋没谷があり，その南部は中世まで日比谷入江という海であった．丸の内谷は現在の神田川に連続している．全壊率はこの旧入江や谷底低地で局地的に大きな値を示した．
1948年の福井地震(M7.1)は，被害の激甚さから震度階7（激震）が新たに加えられたという強い内陸地震であった．被害の大部分は幅12km長さ40kmの細長い盆地状の福井平野内に集中した．平野東部を走る潜在断層が確認されているが，この断層に関係なく大きな被害は平野の全面に及んだ．被害率は平野の全域にわたって50%以上であったが，周辺山地に入るとすぐに0%に低下し，沖積低地と山地との差が際立って現れた．盆地状の地下基盤構造もこの平野での被害集中に関わっていると推定される．1995年兵庫県南部地震により神戸において出現した震災の帯（建物全壊率30%以上の狭い帯状域）は，基盤岩と堆積層の境界における地震波の屈折および反射波の重なりによるものとされている．
共振現象が際立って表れた例に，1985年メキシコ地震（M 8.1）によるメキシコ市の被害がある．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ところでは，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1万人もの死者を出した．
3. 地盤液状化
3.1 発生条件
砂は粒径がおよそ0.1～2mmと粒の粗い粒子で，粘土のような粘着性はない．締まりのゆるい状態でこの砂が積み重なっているとき，砂粒子はお互いに角を接触させ，
いわば突っ張りあって全体の骨格をつくっている．粒子間には広い隙間があり，互いにつながっている．地下水面が高いとこの隙間は水で完全に満たされ飽和状態になっている．ここに地震動が加わって砂粒子が繰り返し揺すられると，お互いの支えがしだいにはずれ，やがては砂粒子間の接触はなくなり，水圧を高めた水の中にばらばらになって浮いた状態になる．これが地盤の液状化である．揺すられることによる全体としての体積の縮小に抵抗して，地下水の水圧は高まる（図1.7）．
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る．横からの押さえのないところや傾斜のあるところでは，液状化層が側方へ流動する．これにより建物・構造物に沈下・傾斜・転倒・浮き上がりなど，およびそれに伴う破壊が生じる．水と砂が抜け出すのにはかなりの時間がかかるので（長いときには数時間以上），強震動の作用の場合とは異なり，建物の変形・破壊は比較的ゆっくりと進む．したがって人身被害はほとんど生じない．
地震動の主力であるS波は，ずれ変形が伝播していく横波なので，ずれの力に抵抗できない液体中にはS波は伝わらない．したがって液状化は地震動を減衰させる．液状化による被害は，専ら基礎地盤の変形・破壊により生じる．被害を受けやすいのは重量の大きな建築物や構造物であり，液状化砂層中に沈み込んだり，不等沈下により傾斜したりする．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，内部が空洞で全体としての比重は小さいので浮き上がる．護岸や擁壁は側方流動によって押し出される．港湾施設・水際構造物・橋梁などの基礎構造物は特にこの被害を受けやすい．
3.2 液状化危険地と対策
液状化が発生しやすいのは，地下水位が高くて表層近くまで水で飽和した，深さ15～20m以内の締りの緩い（N値の小さい）砂質層である．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る．より粗粒の砂礫層では透水性が大きくて水が抜け出しやすいので，揺すられても水圧が高くならず，液状化には至らない．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以下であると液状化の危険性は大きくなる．
液状化の可能性の大きい砂層がある地形は，海岸埋立地，砂丘の内陸側縁辺，砂丘間凹地，旧河川敷，低い自然堤防などである．季節風の強い日本海沿岸には砂丘が発達する砂浜海岸が多いので，1964年新潟地震，1983年日本海中部地震のように，この地域における地震では液状化被害が目立っている．海岸埋立地はつくられて間もないきわめて締まりの緩い地層なので，液状化の危険の最も大きいところである．2011年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した．沖積層で構成される河川・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存在すると考えたほうがよい．
液状化は締まりの緩い砂層と地下水飽和という2つの条件の組み合わせによって生じる．したがって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る．この対策工法には，砂層をなくす（土の入れ替え），地下水をなくす（水抜き・止水・固結），砂層を固める（振動による締め固め，凝固材混入），噴水・噴砂を防ぐ（表層に盛土，不透水性のシートを敷く），透水性を高める（砕石柱を入れる），などがある．
4. 津波
4.1 発生・伝播
海底下で生じた地震断層により，海底面が急激に隆起ないしは沈降すると，その地形変化はほぼそのまま海面の変化に移し変えられ，すぐさま海面の大きな波動が生じて周囲に伝わっていく．これが通常起こる地震津波である．弱い地震では海底地形の変化がほとんど生じないので津波は起こらない．強い地震でも震源が深いと断層が海底面にまでは達しないので，津波は発生しない．
大きな津波を引き起こすのは，プレートの沈み込みに伴って発生する海溝型巨大地震で，通常これは低角の逆断層である．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る．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）が先行する（図1.8）．津波の第一波が押し波か引き波かは危険の認知と避難に大きな影響を与える．
津波は海底面の地形変化が生じた海域で発生し，この範囲を波源域という．波源
域の長径はM8で100km程度である．2004年のスマトラ沖地震(M9.0) では波源域の長径は1,100kmと巨大であった．津波はこの広い波源域の境界の全周から発進する．大きな津波を起こす海溝型巨大地震では，波源域は海溝に沿って細長くなる．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る．
断層の破壊は一般に秒速3kmほどで進行するが，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る．これは津波地震と名づけられ，警告となる震動が強くないために大きな人的被害をもたらしている．
4.2 増幅・遡上
津波は波長のひじょうに大きい長波で，その進行速度は水深の平方根に比例する．水深4,000mの外洋では秒速約200m（時速720km），水深200mの陸棚では秒速約44m，水深10mの海岸域では秒速約10mとなり，海岸に近づいて水深が浅くなるにつれ速度は急速に低下する．このように津波が海岸に近づくと，波の先頭がしだいに減速しているところへ後からの波が追いついてくるので，押し込まれるような状態になって波の高さが増す．奥ほど狭まっている湾の中に入ってくると，横から押し込まれて波は更に高くなる．
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する．津波の1波
による海面の高まりは数分以上続くので，大量の海水がひき続き流入してくる．波とは表現されるものの周期の短い風波の打ち寄せとは全く異なる激しい海水の流れである．この流れは上り勾配をさかのぼるので，しだいに水深と流速は低下する．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る．この結果海水の到達標高はある限界を示す．海岸近くの傾斜地では，流れの大きな慣性により海岸での波高よりも高くにまで駆け上がる．勾配が緩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る．引き波のときには海に向かう戻り流れに変わる．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，建物などを引きさらっていく．
最大到達標高は津波の規模を表す主要な指標である．1896年明治三陸津波では38m，2011年東北地方太平洋沖地震津波ではおよそ40mであった．緩勾配で広い仙台東部平野では，海岸での波高は約10m，到達限界標高は3～4mであった（図1.9）．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る．2011年津波では北上川低地において河口から20kmにまで浸水域が及んだ．
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ある．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る．津波の破壊力は水深（波の高さ）が大きいほど大であるが，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る．明治および昭和の三陸津波では，浸水高4～5mで 住家全壊率100％の集落が出現した．
4.3 津波への対応
津波の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～数十分の時間がある．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迅速な避難がなによりも重要である．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る．
津波が引き波から始まる場合には，海水が異常に退いてふだんの干潮時には現われない海底が露出し，確かな前兆となる．押し波の前面は切り立った白い連続する壁となり海岸に迫ってくる．近づくと異常な音や振動が感じられる．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らない．
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の位置に関係なく，すぐに気象庁から発表される．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，という方法にもとづき迅速におこなわれている．発表は地震の発生から約3分を目標にしている．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ある．
緊急避難場所の標高は安全をみて20m以上は必要である．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ない．5mの高さの海岸堤防があるから3mの津波はそれで防げるといった思いこみもまた危険である．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る．緊急異常時にはまず家族の安否が気がかりになり，これが高所への迅速な避難の大きな障害になる．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ある．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らない．避難場所はもちろん十分に安全を見込んだ高所に指定する必要がある．
津波の危険の大きい海岸低地から高地への住居移転は根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中心に位置づけられるものである．本来，最初から危険の大きな海岸低地には住まない，利用を極力抑えるのが基本である．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る．危険地の市街が壊滅した場合，原地再建はできないので復興の大きな困難に直面する．
5. 地震火災
1923年の関東大震災のとき，東京市（旧15区）における住家全潰はおよそ1.2万棟であったのに対し焼失は棟数で約22万，世帯数では約28万で，火災による被害が大部分を占めた．死者総数約6.9万人の95%は火災によるものであった．横浜市では宅地面積の75%が焼失し，6.3万世帯が全焼被害を被った．
地震時の火災は，同時多発による消防力分散，建築物・構造物の倒壊や道路損壊による通行障害，消火栓や水道管の破損による水利不足，大量の自動車通行による交通渋滞などの要因が複合して消火活動が大きく阻害され，大規模延焼火災に発展しやすい．火災の大部分は建物倒壊や建物内での転倒・落下物によって生じるので，本震の後の短時間内に一斉に出火し，その件数は建物倒壊数に比例して増大する．常備消防は基本的には平常時の火災防御に対応できる規模で整備されており，このような異常事態に対処できる態勢にはなっていない．
出火現場へ到達するのに道路利用が不可欠であるが，これは路面の亀裂・陥没・崩壊，落橋，建物の倒壊など，および大量の自動車が一斉に動きだすことによる大渋滞によって，大きな障害を受ける．兵庫県南部地震時の神戸では極端な交通渋滞により，消防車両等は火災地点に近づくことが極度に困難であった．この大量通行車両の90%以上は緊急性のない一般車であったと推定されている．
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る．しかし，強い震動による被災や恐怖などにより，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による消火）の活動は低下する．また肝心の水も水道管の破壊による断水によって得ることができない．かくして地震時には出火の多くが延焼に至り，建物が密集する都市では大火災に発展する．
住家全壊率と出火率とは比例的な関係にある．つまり建物倒壊を防ぐことが火災を少なくすることにつながる．出火原因としては，かつては石油ストーブ・油なべ・薬品が主原因であったが，兵庫県南部地震時の神戸市では，原因不明は除き，電気・ガス関係が68%と大半を占めた．
関東地震時の東京市内における出火98のうちの27（1/4強）が火元付近で消し止められ，残りの71が延焼に至った．延焼速度は風速の指数関数で示される．地震当日には台風が中部地方を通過していて10m/秒ほどのかなり強い南風が吹いていたので，延焼速度は 200～400m/時，最大800m/時であった．最大風速は23m/秒に達し，この強風が被害を巨大にした．兵庫県南部地震時の神戸では，平均風速が2～3m/秒と弱かったので，延焼速度は平均して30～40m/時であった．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時間にわたりこの遅い速度で延焼が進行し，空閑地のところでやっと焼け止まったという状態であった．
市街地が強震に襲われると，建物倒壊の数に比例して出火が生じ，それが多数であると大きな割合で延焼へ発展する．強い風が吹いていれば火災域は合流し大規模な延焼火災に至る危険性は大きい．延焼火災を防止する対策として，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，危険な施設・工場は隔離し，また河川や崖などの自然地形や鉄道などの構造物・地物を利用して，延焼遮断帯を連続させて，延焼がおのずから停止するのを図るのが，長期的な視点での対策の基本である．
6. 震災対策
6.1 地震被害
近代的地震観測が始まった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個の割合である．この60％は北海道東部から茨城に至る太平洋岸の沖合いで起こっている．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12件中の8件がこの地域で起こった（図1.10）．南海トラフでのM 8クラスの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この主な原因である．
強震動災害では，死者の大部分は建物倒壊により発生し，ほぼ即死の状態である．兵庫県南部地震による関連死および火災を除く死者5,000人の90％以上が地震直後の15分以内に亡くなっている．したがって，地震による死者を少なくするには，建物の耐震性を高めて壊れないようにすることが何よりも重要である．これは火災を防ぐことにもつながり，また，居住場所を失って単に一時的でなく永続的な難民となる人々を少なくして，救援・救護・収容施設提供・生活再建などの諸問題を小さくする．マグニチュードが同じでも，震源が中規模以上の都市近くである場合と山地域である場合とでは，建物倒壊数に2桁もの差が生じている．
死者数の多い地震災害は世界的にみると，乾燥・半乾燥の地域の途上国で頻繁に起こっている．木材が乏しい乾燥地域では，アドベと呼ばれる日干しレンガが手近かで安価な一般住居用の材料として広く使用されている．レンガを積み上げた建物は震動によって完全崩落し，多数の生き埋め被害を引き起こす．この典型がイランで，20世紀後半以降における死者1,000以上の地震災害件数（総数50）の1/5がこの国で発生した．途上国では経済的理由のため耐震基準は低いし施工が不備になりがちなため，さほど強くない地震でも大きな被害が発生することが多い．木造家屋の多い樹木気候地帯（中米・東南アジア）では，倒壊－埋没型被害に延焼火災型被害が加わる．
6.2 耐震性強化
現在の建築物耐震基準は，設計震度を原則として0.2G，すなわち建築物自重の20％の大きさの水平力に耐えられるように設計し，また，自重の100％までの力に対しては，変形はしても大破壊には至らないようにして人への危害力は抑える，という2段階基準に定められている．兵庫県南部地震では，この基準に従っていない古い在来工法の建物，更には建築基準法制定（1950年）以前の弱い木造家屋（重い瓦屋根の，間取りの悪い長屋など）が多数残存していて倒壊し，多くの死者をもたらす主因になった．一方，枠組み壁工法（ツーバイフォー）やプレハブのように面を組み合わせる方式の建物（これらはまた経過年数が短い）などに被害は少なく，建築構造の差が被害の差に明瞭に表れた．
木造住宅の耐震性を高める方法は，硬い地盤を選んで鉄筋コンクリート基礎に土台
を緊結する，屋根を軽く壁を多くする，木材の腐食・蟻害を防ぎその接合部を金物で補強する，床を剛強にして建物を一体化する，などである（図1.11）．とくに，耐震性のある壁をできるかぎり多く，かつそれをバランスよく配置することが重要である．耐震性の壁とは，筋かいを入れたり，構造用合板を張付けたりした壁である．壁が多く使われていても，道路に面した1面の全体を開口させるなど，その配置が偏っていると損壊しやすい．
木材は繊維組織で構成され，軽くて粘り強い特性をもつので，耐震建築材料に適している．しかし，これを構造物として組み上げる場合，日本古来の方法（軸組み枠工法）では，その接合部に力を集中させて耐力を大きく低下させる．また，開放的で壁が少ない，各部屋が広い，瓦屋根で重い，土壁で脆い，などが古来の日本家屋で，一般に耐震性が劣る．
免震構造により建物の地震応答を低減させるという方法が普及してきている．これはまず建物を地盤から切り離し，ゴムやスプリングなど固有周期の長い材料の基礎（アイソレーター）で建物を柔らかく支持し，鉛・軟鋼などエネルギーを吸収するダンパーを使って変位を小さくするという方法によるものである．周期の長い揺れを抑えることは難しいので，硬い地盤のところで効果的である．積極的に逆の揺れを与えるという制震構造の方法も採用されている．