Ａ．基盤岩（丹波帯中・古生層）上面の深度分布

基盤岩上面に対比される反射面は，宇治川の北側では標高−３５０〜−６００ｍ程度に認められた．その形態は，南側に向かって４０〜４５°の急傾斜で深くなっている．一方，宇治川を境にその南側では基盤岩上面に対応する反射面は得られておらず，基盤岩の潜在深度は不明である．測定系に大きな変更はなく，データ品質も問題があるとは考えられず，反射面が得られてない要因は基盤岩上面の大きなまたは複雑な起伏の可能性が考えられる．

Ｂ．大阪層群の構造

大阪層群は基盤岩を覆って分布するが，反射パターンおよび区間速度などから上部と下部に区分される．

大阪層群上部は，宇治川の北側の測線始端付近では標高−１００ｍ程度まで分布するが，ＣＤＰ１００より南側に向かって徐々に深くなって行き，宇治川付近では標高−２００ｍまで分布する．一方，宇治川より南側では標高−３３０ｍ程度まで一様に分布する．本層内には，砂・粘土互層を反映した反射面が多数認められ，細かな堆積構造を明瞭に読みとることが可能である．各反射面の形態から，測線始端付近（ＣＤＰ１００まで）ではほぼフラットな堆積構造を示すが，それから宇治川付近まで，南傾斜の堆積構造へと変化し，下位の地層ほどその傾斜が急となる傾向を示す．

宇治川付近のＣＤＰ３００〜３５０付近では，反射面が乱れており不鮮明である．一方，宇治川を越えて南側では，一転して，ほぼ水平かもしくは緩やかな北傾斜へと堆積構造が変化している．また，宇治川の北側では反射面の間隔が密なのに比べて，南側では反射面の間隔が広がっている．

大阪層群下部は，宇治川より北では，約４００ｍ程度の層厚で分布するが，南側では基盤層の潜在深度が得られていないため，不明である．上部に比べて反射面の連続性は良くないが，ほぼ上部と調和的な堆積構造が認められる．

Ｃ．断層・撓曲

宇治川を境として，大阪層群の堆積構造に明瞭な差異が認められた．宇治川の南側では下位の地層ほど傾斜が急になっており，変形の累積性が認められた．また，宇治川付近のＣＤＰ３００〜３５０では大阪層群の堆積構造が乱れており，撓曲（（撓曲帯と表示）とみなされる．この結果は，先の三栖測線や京都市（１９９９）（堀川−巨掠池測線）結果と類似しており，また，これら両測線の撓曲（（撓曲帯と表示）を結ぶ延長線上にＣＤＰ３００〜３５０の撓曲が位置する．したがって，この撓曲は宇治川断層に該当する可能性が高い．ただし，本測線は，概ね南北走向で相対的に西落ちの桃山断層の南端部に当たる（岡田他，２０００）．そのため，この撓曲や大阪層群相当層の堆積構造は，桃山断層の影響を反映した可能性も否定できない．

本測線のＣＤＰ３３０付近に交差するように，宇治川の南側河川敷を利用してほぼ東西方向の反射法地震探査が川崎ほか（１９９２）により実施されている（京大桃山測線）．京大桃山測線は本測線の結果と調和した結果が得られている．