一方、Ｐ−ＳＶ波の計算スキームについても、表３−４−６にまとめた。ＳＨ波動場と併せることで、３成分波動場の取扱いが可能である。ただし、構造形態が２次元（ｔａｎｇｅｎｔｉａｌ方向には均質）であると仮定するため、測線の側方からの反射波や３次元的に回り込んでくる波（後続波）については、３次元波動場のシミュレーションでの吟味が必要である。

図３−４−２３に、観測波形（フィルター後速度波形）と合成波形との比較（２００１／２／２３地震）を示す。図３−４−２４、図３−４−２５および図３−４−２６に、各成分のフーリエスペクトルの比較を示す。図３−４−２７および図３−４−２８には、速度応答スペクトルの比較を示す。ここで使用した減衰定数は、ｈ＝０．０５である。

一方、図３−４−３１に、２００１／９／２７地震に対する観測波形（フィルター後速度波形）と合成波形との比較を示す。図３−４−３２および図３−４−３３には、速度応答スペクトルの比較を示す。図３−４−３２面で合成された３成分ピーク速度値分布（全体図）、図３−４−３３はその詳細図である。岡崎平野の東縁、および、豊橋平野の西縁それぞれについて、境界より盆地内に少し入ったところで地震動の振幅が増大しているのが確認できる（図３−４−３３）。この成因は、ダブルカップル型震源の放射条件にも因るが（図３−４−３２）、盆地東端部で生成した表面波（盆地生成表面波）に関連して地震動が増大したものと推定される。

２つの中小規模地震に対して波形の比較を行った結果、堆積盆地内でのＳ波主要動部の合成波形が実記録波形の空間方向にばらつく範囲内（目安として、２，３倍以内）で合っており、スペクトル（フーリエスペクトル、応答スペクトル）による比較でも両者の整合は良好である。ただし、実データの振幅値が大きく上回る地点が存在する。特に、２００１／９／２７地震の２つの観測点（ＡＩＣＰ６７、ＡＩＣＰ２９）のｒａｄｉａｌ成分（Ｎ１１２Ｅ成分）で、Ｓ波主要動が大きく異なっている。これらは、震源解の節面（ノーダルライン）に沿った観測点にみられ、２次元に投影することによる近地地震の震源モデルの精度に起因するものであると推定される。