５万分の１地質図幅説明書
（京都 第 2 号）
通商産業技官 猪木幸男
通商産業技官 黒田和男
通商産業技官 服部仁
地質調査所
昭和 36 年
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.2 時代未詳古期岩類（夜久野南帯の岩石） II.2.1 舞鶴変成岩およびそれに伴なう岩石類 II.2.2 市野瀬層群 II.3 古生界 II.3.1 前～中期二畳系 II.3.2 後期二畳系 -- 舞鶴層群 II.3.3 夜久野北帯の岩石類 II.4 中生界 II.4.1 志高層群 II.4.2 荒倉層 II.4.3 難波江層群 II.5 超塩基性岩および塩基性岩 II.6 変質安山岩質脈岩 II.7 愛宕山流紋岩 II.8 花崗岩（宮津花崗岩） II.9 新第三系 II.9.1 内浦層群 II.9.2 青葉山安山岩類 II.10 第四系 II.10.1 梅迫（砂礫）層 II.10.2 段丘堆積物 II.10.3 冲積層 III. 応用地質 III.1 石灰石 III.2 石炭 III.3 崩壊 文献 巻末図版 Abstract
1 : 50,000 地質図幅説明書 （昭和 34 年稿）
（京都 第 2 号）
本図幅の野外調査は昭和 31 年 10 月～11 月， 昭和 32 年 9 月～11 月および翌 33 年 3 月に行なわれた。 図幅地域のうちで， いわゆる「夜久野迸入岩」として取り扱われていた火成岩・変成岩のうち， 西舞鶴西方の舞鶴花崗岩の分布する地域は主として服部により， 残りの地域は猪木によって調査され， また古生層・中生層・新生層などの堆積岩の分布する地域は黒田が担当した。
調査に際して， 京都大学 中沢圭二助教授からは， 野外その他において， この地域の地質， とくに古生層舞鶴層群および中生層について有益な助言を与えられた。 中生層の荒倉層， および難波江層群については， 中沢助教授の論文を引用した。
本図幅地域は近畿地方北部にあって， 丹波山地の北縁部に位置し， その北側は若狭湾に面している（第 1 図参照）。
舞鶴湾は， 栗田 湾・宮津湾などとともに， 若狭湾の支湾で， 図幅地域内では東部の東舞鶴， 西部の西舞鶴の２つの湾に分けられ， その間には五老岳に連なる山稜が突出して， 中舞鶴の小湾を取り囲む。 このような海岸線の出入の複雑な形態が， ちょうど鶴が舞ったようなところから舞鶴湾の名ができたといわれている。 舞鶴湾の北東側の陸地は大浦半島と呼ばれ， その－部が図幅地域内にも姿を見せている。
本図幅地域の南東部には， 丹波地帯古生層でつくられている海抜 800 m 前後の山が連なり， その稜線の方向は東西に伸びて， 東隣 小浜図幅地域に続き， 一般に急峻な山容を呈している。 また地域中央部の三国岳から養老山を経て弥仙山にいたる山稜は， 主として夜久野岩類をもって構成され， その稜線の方向は舞鶴帯の伸長方向と同じく東北東 - 西南西の方向を保ち， 高度は平均して 500～650 m 程度であるが， 地域西部に当る伊佐津川以西では一段と高度を低め 100 m 前後となる。 しかし山容は同じく急峻である。
地域中央郡以北の地域は， 同様に舞鶴帯を構成する岩石類で占められている。 その稜線の高度は 200～300 m にまで下がるが， 方向は舞鶴帯の伸長方向に平行する東北東 - 西南西の方向を有する。
したがって山地全体についてみると， かつてこの地域一帯が一度平坦化された後に隆起し， その後の削剥作用によって 現在のような地質状態の支配を受けた山地が形成されたものと解釈される。
本図幅地域北西隅の由良ヶ岳は丹後山塊に連なるものであるが， 堅硬なホルンフェルスが侵蝕作用に耐えてできた残丘性の山で， 周囲の古生層からなる 350 m 前後の山に対し， 650 m 前後の高さを示し， 付近一帯の展望地点となっている。 また， 地域北東隅には， 前記の準平原上に噴出した新しい火山岩からできている 青葉山（北隣丹後由良図幅地域内に 649 m の頂をもつ）の山体の一部があらわれて， 付近とは不調和な地形を呈している。
本地域のおもな河川としては， 由良川・ 上林 川がある。 その他 舞鶴湾に注ぐものに， 伊佐津川・与保呂川・志楽川などがあるが， いずれも附随する谷底平野に乏しい。 また， 構造帯に平行する主稜線をほゞ直角にきる小河川がよく発達するが， これらは地塊運動に支配された構造線に従ったものであろう。 由良川は丹波高原一帯の水を受け， 著しく蛇行して若狭湾の一部 栗田湾内の東端付近に注ぐ。 この地方最大の長流で， 図幅地域内では， 西縁郡を北流する。 その川幅は 200 m にも及び， 水量は豊かであるが谷底平野に乏しく， しばしば排水の自由を失ない， 豪雨や霖雨に際して氾濫することが多い。 上林川は， 本図幅地域南部で構造線に平行に流れ， 綾部南方で由良川に合流する。 この川に治ってはわずかながら段丘がみられる。
地域南西部の上杉付近から西に延びて， 隣接の大江山図幅地域内に入る低地があり， 一段の段丘礫層を伴なう。 この低地は， 開析された隆起準平原の谷頭にみられる平地と同じ性質のものであろう。 伊佐津川は， 上杉付近で河川の争奪を行なっている。
舞鶴湾に泊った地域には海岸平野がほとんど見られず， 溺れ谷を埋めた形で低地が見られるほかは， 山脚が直接梅に没している。 これは山地全体が沈降する傾向の地盤運動を受けているということを示している。
舞鶴湾に注入する大河川がなく， したがって海底の埋没が起こり難いので， 永久に良港として存続しうるわけであるが， 後方に人口稀薄な山地がひろがり， 海岸平野にも乏しいことからその発展が妨げられている。
本図幅地域は西南日本内帯で， 「舞鶴帯」と呼ばれている構造帯の最北東端を占めている。
したがって， 露出する岩石も， 舞鶴帯を構成する地層あるいは岩石類をおもなものとしている。 これらはすなわち， 舞鶴層群・大浦層などの二畳系および志高層群・難波江層群などの三畳系と， さらに「舞鶴帯」に特有とされている塩基性岩類を主とする いわゆる「夜久野迸入岩」あるいは「夜久野塩基性岩群」などである。 そのほか， 南東部には， 丹波地帯古生層が比較的広く分布し， 北東隅には， 時代未詳の流紋岩， 新第三紀層および青葉山安山岩類の一部が上記の古期岩類を覆っている。 また北西隅には， 隣接 宮津図幅および大江山図幅地域に， それぞれ広く分布する宮津花崗岩の一部がわずかに露出する。
舞鶴帯の帯状分布の方向に平行して， その主要メンバーである「夜久野塩基性岩」とされている岩石群もまた， 帯状分布している。 本地域では， 夜久野塩基性岩あるいは迸入岩とされている岩石群は， 主として舞鶴層群・難波江層群で構成された 中央部のゾーン（これを中央帯とよぶ）の南北両側に， 帯状に分布している。 南側の一帯は， 図幅地域内の中央部を東北東 - 西南西の方向に横断し， 6 km くらいの幅をもつもので， これを「夜久野南帯」とよぶ。 他の一帯は中舞鶴から久田美にかけて， 「南帯」とはほぼ同方向をもって分布するもので， 「夜久野北帯」と呼ぶ。 その幅は一様でない（第 2 図）。
さらに南帯は， やはり帯状分布をする２つの岩石群にわけられる。
１つは 粗粒角閃岩（片麻状変成斑糲岩）および角閃岩類を主とする変成岩（舞鶴変成岩）と， トロニエム岩・花崗閃緑岩・塊状変成斑糲岩などで構成される岩群であり， 他の１つは輝緑凝灰岩， および輝緑岩を主とし， 泥岩層を挾む岩群である。
前者は， これまで夜久野迸入岩の中心部相と考えられていたものであり， 本説明書では， この岩群を夜久野第１岩群と呼ぶ。
後者は， 夜久野迸入岩の周辺部と考えられていたものである。 このなかの輝緑凝灰岩， および輝緑岩ないし斑糲岩と珪長質酸性岩を夜久野第２岩群と呼び， 挾有されている泥岩層の部分をふくめた全体を市野瀬層群とよぶ（小浜図幅では， この泥岩相の部分を宝尾層と名付けて別箇に扱っている）。 市野瀬層群の岩石は第１岩群の岩石に較べて， 一般に変成作用を蒙っておらず， 両者間の直接の関連性は認められ難い。
また， 南帯は南北両側に分布する古生層・中生層と著しい剪裂帯， あるいは断層によって境されており， このなかの両岩群の間にも同様の関係がみられる。 このようにこれらの岩群は， 三畳紀後期あるいはそれ以後において， この舞鶴帯が構造帯としての性格を明らかにした造構連動によって， 衝上的にもちあげられ， 構造線の間に挾み込まれたものと解釈できる。 したがって舞鶴変成岩類などは， この付近に分布する二畳系よりも古い時期に， すでに形成されていたものと考えられるが， その時期が早期の古生代か， それ以前かは詳らかでない。 また， 市野瀬層群も以上のような観点からは， この地域では相当古いものとも考えられる。 しかし， 舞鶴変成岩のような変成作用を蒙っていない点からすれば， 舞鶴変成岩より新しい岩類であろう。 さらに， 市野瀬層群は， 岩相のうえから， 図幅地の北部に広く分布する大浦層と非常に類似する点が多いが， 本層群中から化石が発見されていないこと， 分布位置のへだたりなどを考えると簡単に両者を対比することはできない。 これが市野瀬層群を 舞鶴変成岩などとともに一応時代未詳古期岩頬として扱うゆえんである。
「北帯」は 古期花崗岩あるいは "Sheared granite" とよばれていたもの（舞鶴花崗岩と名付ける）， およびこのなかに点々と認められる輝緑岩類からなる（これらを夜久野第３岩群とよぶ）。 この西方への延長部には， 大江山図幅地内に， 舞鶴変成岩に相当するような変成岩類があり， 河守変成岩と名付けられている。 舞鶴花崗岩の一部は， 二畳系の大浦層および舞鶴層群を貫いている。
古生層は夜久野南帯を境として， 南部の丹波地帯古生層と北部の大浦層・舞鶴層群に大別することができる。 いずれも， 舞鶴帯の延長方向に沿って帯状に分布する。 丹波地帯古生層は， 「夜久野南帯」の周縁部に沿ってかなり広い範囲に亘って千枚岩化している。 小浜図幅説明書によれば， 千枚岩化している地層を， 岩相の違いおよび含有化石の相違から大飯層・青井層・加斗層に分けており， 千枚岩化していない地層を丹波地帯古生層と呼んでいるが， 当地域では千枚岩化の有無では区別できないので， これらを一括して丹波地帯古生層と呼んだ方が適当であると考える。 たゞ， 上記の隣接図幅との関係から岩相の違いなどを考慮し， 前例に従って， こゝでは狭義の丹波地帯古生層・大飯層・加斗層に便宜上細分することにした。
夜久野南帯の北側（中央帯）には， 夜久野北帯を挟んで， 二畳系の地層が広く分布している。 すなわち南側に舞鶴層群， 北側には主として大浦層がやゝ広く分布する。 二畳系と解されている両層について， 一部には舞鶴層群が大浦層の上位に整合的に重なっていると解釈できるところもあるが， 全般的には， 舞鶴構造帯に平行する断層によって境されているため， 両者の時代的関係は明らかでないことが多い。 三畳系には夜久野南帯の北側に， 舞鶴層群と， この南帯に挾みこまれたように細長く分布するものと， 図幅地域の西縁部に分布するものとがある。 前者は荒倉層， および難波江層群であり， 後者は志高層群である。 本図幅地内では， これらはいずれも， 二畳系あるいは「夜久野岩類」とは断層関係をもって境されている。 とくに， 前者は断層に泊って著しい剪裂帯を伴なっており， しかも， その帯状分布の方向は， 舞鶴帯の一般的延長方向に平行している。 そのようなことは， これら剪裂帯あるいは断層をつくった造構運動の時期を， 後期三畳紀ないしそれ以後と推定するよりどころとなっている。 また志高層群が， 西隣 大江山図幅地域内で， 夜久野北帯の西延長部に含まれている 舞鶴花崗岩の一部（?）を不整合に覆っている事実が， 中沢圭二によって発見されている 45) 。 この志高層群と難波江層群あるいは荒倉層との間の上下関係については， この地域を調査研究した人達によって [ 神戸信和・中沢圭二など ] ， 今までのところ意見を異にしているが， 本説明書では， 中沢圭二 33) に従って， 一応志高層群（前・中三畳紀）を 荒倉層・難波江層群（後三畳紀）より下位の地層であるものとして扱うことにする。
本地域では， 二畳紀末期に古期花崗岩の迸入もあって緩やかではあるが， 相当広範囲にわたる褶曲運動， 断層運動などがあり， 三畳紀に入ると， この地域の四囲は陸化していたが， 現舞鶴帯に相当する地域は， 帯状に延びた湾入性の海洋となっていたと解されている [ 以下の [注] 参照 ] 。 第 3 図は中沢圭二による舞鶴地帯三畳紀古世の古地理図である。 三畳紀後期あるいはそれ以後に， 前述の激しい造構運動があって， 三畳紀に決められた海陸の境を大体の構造線とした構造群が形成された。 夜久野南帯にみられるような， より下位の岩石類が， 構造線に沿って衝上し， いわゆる舞鶴帯とほゞ平行に発達する夜久野岩類の帯状分布をみるにいたった。
この造構運動によって生じた剪裂帯に沿って， さらに蛇紋岩および斑糲岩などの超塩基性ないし塩基性岩類の迸入があった。 この岩類は， それ以前に生成されたものとは， 分布する位置， 岩質などにかなりの相異がある。 こゝではこれらを「夜久野第４岩群」と呼ぶ。 その生成時期は上述の造構運動の時期に関連性があるとみなされるので， 同じく後期三畳紀あるいはそれ以後と推察される。
東舞鶴北東部の愛宕山流紋岩は， 本地域では， 下記花崗岩との関係が不明で， 中生代末あるいは第三紀初期の火成活動による噴出岩であるが， その時期は明らかでない。
本地域の北西隅にわずかに分布する花崗岩は， 西隣「大江山」， 北西隣「宮津」の図幅地内に広く分布する宮津花崗岩の一部であって， 白堊紀後期の火成活動の産物と考えられている。 また， 本図幅地の主構造帯を斜めにきる南北性の断層は， この頃の造構運動に関係があるのではないかと思われる。
新第三紀には， 火山砕屑物を含む浅海性の地層が堆積し， 北東隣の地域に広く分布している。 青葉山噴出岩類は新第三紀末から第四紀にかけての火山活動に関連性がある。
第 1 表は以上のような地質の概略を総括したものである。
本図幅地域内で， 「夜久野南帯」中に含まれる岩石一般， すなわち舞鶴変成岩およびそれらに附随する岩石と市野瀬層群とが， こゝに時代未詳古期岩類として扱うものである。
本岩類は， 「夜久野南帯」の主体をなし， 従来後述の市野瀬層群中の一部とともに夜久野迸入岩として一括されていた。 この項ではこれらの岩石を， 一応次のように大まかに区別して述べる [ 以下の [注1] 参照 ] 。
以上の 1 および 2 の角閃岩類を主とする変成岩類を舞鶴変成岩と名付ける。 そのなかには 3 の粗粒角閃岩を一応含めない [ 以下の [注] 参照 ] 。 地質概説の項で述べたように， 本図幅ではこれらの「南帯」中に一つのゾーンをなす岩石群を， 夜久野第１岩群と呼ぶことにする。
本岩類の分布は， 本地域では普遍的でなくまれにみいだされる程度である。 とくに著しい産出を示すのは， 菅坂峠の南方， 水梨北の沢の上流部である。 こゝでも， 他の地域の本項中の岩石と同様に， 後述の市野瀬層群中の輝緑岩あるいは泥岩との境に， 著しいミロナイト様の破砕岩が発達している。 これらの岩石が互層様に分布する地域は， 小範囲内に限られているもののようで， 片理の傾斜方向と推定される北東方に漸移するにつれて， 後述の細粒角閃岩が広く分布するようになり， また， 北方へこの沢の分水嶺の頂付近には， 北東 - 南西方向の断層が推定されるのである。
この地域の岩石種の分布状態を略記すると， まず， 剪裂帯に引き続いて北方へ 黒雲母片岩ないし片麻岩（鏡下の写員は末尾の図版 Ⅴ）があらわれ， 角閃岩と互層状をなしながら縞状の黒雲母片麻岩が分布する。 前述の剪裂帯から約 100 m くらいの地点に， 長石の斑状変晶（径 10 mm 前後）が大きく発達した角閃岩が分布している。 この岩石はさらに細粒の角閃岩を捕獲した花崗岩様岩の侵入をうけている （巻末図版 ⅩⅢ はその露頭写真であり， 図版 ⅩⅣ はその下流部の縞状片麻岩の露頭写真である）。 それに引き続き， 上流部には， 細粒角閃岩が優勢な分布を示している。
黒雲母片岩ないし片麻岩は， この地域でも角閃岩類に較べて少ない。 そしてまた一般には縞状片麻岩様のものが多い。 本岩は普通， 斜長石・石英・黒雲母を主としているが， 多少は角閃石を含んでいる。 角閃石を含まないものは図版 Ⅴ に示したもので， むしろこれは黒雲母片岩と呼ばれるほど細粒である。 また， 縞状片麻岩の白色部に 石英・斜長石・カリ長石（これは変質していて明らかでない）のほか 黒雲母がわずか含まれていることがある。 角閃石は緑色を呈するものが多いが， たいていの場合， 緑泥石化している。 その他小粒の柘榴石を含むほかスヘン・葡萄石が処々にみられる。
この項の角閃岩を， 角閃石片麻岩と角閃石片岩とに分けたが， それは後述の角閃岩類と区別するため， 組成鉱物の粒度によって使い分けられたものにすぎない。 しかしながら， この菅坂峠南方地域の角閃岩類には， 多かれ少なかれ黒雲母が普遍的に含まれているのが特徴的である。 いずれも片状構造が明らかで， ネマトブラスチック組織を示す。 おもな組成鉱物は角閃石・斜長石であり， 黒雲母が伴なわれる。 石英は細粒の黒雲母・角閃石片岩に含まれることが多い。 主成分鉱物は， 多かれ少なかれ変質しているため， その性質を明らかにすることは困難である場合が多い。 そのほか， 細粒の柘榴石がときどき含まれており， スヘン・鉄鉱・緑泥石・緑簾石・葡萄石などがみられ， ときにはそれらが， プール状に相集っていることがある。
前述の外観上 長石の大きな斑状変晶をもつ角閃石片麻岩は， 角閃石と葉片状の黒雲母が比較的新鮮であるが， 斑状変晶をなす長石はほとんど絹雲母様鉱物に変質して， その性質はまったく不明である。 その残晶のなかに， わずかにアルバイト双晶をおもわせる双晶の跡がみられるにすぎない。 そのほか斜黝簾石・スヘン・葡萄石などがみられる。
この角閃石片麻岩に侵入した酸性岩はトロニエム岩質岩である。 グラノブラスチックな組織を示し， 石英・斜長石を主とする。 カリ長石は余り明らかでなく， 黒雲母は緑泥石化している。 これにも緑簾石・スヘン・葡萄石などの２次的鉱物がみられる。 この岩石に捕獲されている細粒の角閃岩は 黒雲母・角閃石片岩とした前述の角閃岩の石英を含まないものによく似ている。 また， 於与岐 川上流にも黒雲母片岩ないし片麻岩を伴なう黒雲母角閃岩が分布するが， これはむしろ後述の細粒角閃岩の一部と漸移するものである。
本岩には， 後述の中～粗粒角閃岩と， ところによって入り混じったような産状を示すもの（一見捕獲岩様）と， 粗粒角閃岩の外縁部に， ある幅をもって帯状分布するものとがある。
前者の場合を図版 1 および 2 に示す。 これは， 粗粒角閃岩の著しく細粒となった部分とみられることがある（図版 2）。 この種の岩石は分布も局所的であることが多いので， 地質図には中～粗粒角閃岩のなかに含ませてあるものがある。
後者は与保呂南方， 物部村星原付近その他に著しく， 外観は細い白黒の縞目がよくみられ， 片理がよく発達する。 この種の角閃岩の原岩は塩基性凝灰岩をおもわせるもので， 一応前の捕獲岩様をなす細粒角閃岩を除いては区別して扱われるべきであろう。
前者の場合は， 図版 Ⅱ に示されたようなものもあり， 斜長石・褐色～緑色の角閃石を主とし， その配列に方向性がある場合と明らかでない場合とがある。 まれに図版 Ⅳ に示すようなものもあり， この場合は石英が著しく入ってくる。 斜長石は普通径 0.3 mm 程度で（An 50～60）， アルバイト双晶がよく残存している。 角閃石は長径 0.5 mm くらいで， 短柱状， 褐色のものは 2VX ≒ 78°， c^Z ≒ 18°， N2（最大値， 以下同）≒ 1.669， 緑色のものは 2VX ≒ 71°， c^Z = 26°， N2 ≒ 1.667 くらいである。 まれに輝石をみることがある。
後者は図版 Ⅲ に示したものが多く， 星原の北西に分布するものはほとんど変質した斜長石と緑～青色角閃石を主とし， 著しい方向性をもっている。 角閃石は細粒であるが， 相当細長い柱状を示し 1.0 mm くらいの長径をもつものがある。 これは， 2VX ≒ 86°， c^Z ≒ 22°， N2 ≒ 1.651 くらいの性質を示している。 また， このようなものには石英を含んだものが少なくないが， 黒雲母を伴なうものはまれである。 しかしこのほかに， 前者のものと同じような性質の角閃石を含むものがある。 それはおもに， 図幅地域の中央部に分布するもののなかにみられる。 これらの角閃岩のなかには， その他ジルコン・鉄鉱のほかに， また， 緑泥石・緑簾石・石英・スヘン・葡萄石などの２次的鉱物を含んでいることは珍しくない。
与保呂の南方に分布するものには， 石英・緑簾石・斜長石・角閃石岩といいうるものを含んでいることがあるが， この地域の角閃岩は前述の黒雲母片岩～片麻岩を含む角閃岩類とは， 分布のうえでは連続するようであるが， 実際にはそれらの明らかな関係は認められていない。
本岩は， 夜久野南帯中の夜久野第１岩群中もっとも広く分布するものである。 本岩には， 一様に特有の片麻様の構造を示し， 鉱物の配列， とくに角閃石の配列に方向性がある。 これは火成岩の流理構造ともみられたものではあるが， その他以下に述べるような変成岩的要素を多分にもち， ときには残晶様に残存する輝石のあることなどから， 一種の変成岩ともみられるのである。 しかし， 一応このような岩石は， 変動時（変成期）の迸入岩であろうということから， 別名を片麻状変成角閃石斑糲岩と呼ぶが， その成因はまだはっきりしていない。
いずれにしても， 夜久野南帯を挾む南北両側の古生層および中生層， または南帯内部の市野瀬層群などとの間には， 剪裂帯を伴なう断層が発達し， 後の造構運動によってこの位置にもち上げられたものと解釈されるのであって， 迸入岩としてもこれはむしろ， 前記の変成岩類に関係のあるものと思われる。 本岩のもつ片状構造も， 大まかには舞鶴帯の伸長方向に平行したもののようであるが， 細部にわたって観察すれば， むしろ， この構造帯に斜交する部分が少なくないのである。
本岩は岩質的に閃緑岩ないし角閃石斑糲岩ともいえる。 原岩は明らかに斑糲岩源とみられるものが少なくなく， 斑糲角閃岩の名で呼ばれるものもある。 組成鉱物は斜長石および角閃石を主とするが， それぞれ等粒で， 前述のようにそれらの配列に方向性がある。 斜長石は著しくソーシュル石化といえるほどに変質している場合が多い。 またこの変質した部分には後述の葡萄石の形成がよくみられる。 しかし， 斜長石は結晶形だけがよく残存し， 変質したなかに， 不鮮明なアルバイト式双晶を主とする双晶の痕跡が認められることがある。 変質した結晶形によれば， 普通半自形をなし， 径 0.5 mm くらいの長径をもつ。 推定される成分は An 50～60 くらいである。 角閃石には褐色のものと緑色のものとがある。 どちらかというと褐色を帯びるものが多い。 普通 長径 0.8 mm くらいの短柱状を示し， 半自形である。 しかし 1.0 mm を超えるものも珍しくない。 褐色のものは 2VX ≒ 68°， c^Z ≒ 13°， N2（on cleavage flake）≒ 1.675 であり， 緑色のものは 2VX ≒ 67°， c^Z ≒ 18°， N2（on cleavage flake）≒ 1.671 である。
その他， ジルコン・鉄鉱のほかときどき輝石が含まれている。 それには斜万輝石と単斜輝石とがあり， いずれも残晶様の形態を示している。 また， ２次的に緑簾石・石英・緑泥石・絹雲母がみられ， 葡萄石の脈あるいはプール， 曹長石の細脈などがよく発達している。 これらの２次的鉱物は本岩ばかりでなく， 舞鶴帯にみられる岩石に普遍的に認められるものである。
本岩の代表的なものの顕微鏡写真は巻末の図版に掲載してある（図版 I）。
また， ときに塊状のものも含まれるが， 片状を示すものとの境は明瞭でない。 岩質は上記のものと変わりはないが， 外観上は後述の塊状変成斑糲岩と区別できないことが多く， 地質図上でも混同した部分がある可能性もないとはいえないほどである。
本岩のなかに， 処々著しく粗粒となり， 斑糲岩（～閃緑岩）ペグマタイトと呼ばれるような部分がみられることがある。 それは径 10 cm 以下の泌み込みあるいは溜状のレンズ様， ときには脈岩様をなしている。 岩質は前記の斜長石および角閃石の巨晶となったものからなっており， それらが平行配列をするものとしないものがある。 そのほか， 外観は上記のものと同様であるが， 斑晶様に角閃石の巨晶があり（ときには細～中粒の角閃石の集合体）， 基質の部分がほとんど葡萄石の細粒結晶の集まりからなっているものがある。 これは， 基質部の斜長石が変質して葡萄石化したものであろうか。 この種のものはたいていの場合脈状をなしている。
主として中～粗粒角閃岩のなか， あるいはそれに伴なって本岩が存在する。 粗粒角閃岩とは， その組織のうえで， 塊状であること， 片麻状の構造をもたないという点で区別できる [ 以下の [注] 参照 ] 。 明瞭に貫入形式をもつ小岩体では， 粗粒角閃岩との境ははっきりしているが， 甚だしく風化したものか， 剪裂帯のよく発達している付近では， その組成鉱物の粒度， 変質状態などが中～粗粒の角閃岩と類似しているため， それらの間の関係が不明瞭となる。 このような場合には， 角閃岩類の原岩が取り残されたものであるのか， その角閃岩類が塊状となった部分であるのかうたがわしい。
一般に， 本岩は風化が著しく， 斑糲岩特有の優黒色の絣模様を示さず， 白っぽい絣模様を示す。 一見閃緑岩様で， 外観が均質であることが特徴である。
本岩は， 比較的新鮮な斜長石（累帯構造を示すものも少なくない。 An 40～60 程度）・単斜輝石（異剥石質のものあり）を主とし， 褐色～緑色の角閃石を伴なうことがあるが， 両有色鉱物とも著しく変質し緑泥石化していることが多い。 副成分として鉄鉱を含み， ２次的に， 緑泥石・緑簾石・炭酸塩鉱物がみられ， 葡萄石の細脈が著しく発達する。 まれに石英を含むことがある。
本岩頬は大小さまざまな幅をもって， 脈岩様に角閃岩類（おもに中～粗粒角閃岩）を貫くような産状を呈するが， 角閃岩類の片理に平行して挾まれ， シート様をなすこともある。
本岩類には一見花崗岩様の岩石と， 珪長岩あるいは珪長斑岩と呼ばれているものとがある。 後者は前者に較べて規模が小さく， 脈状岩といった方がよいものが多い。
花崗岩様岩には， 与保呂の神社付近に露出するもののように（第 4 図）， 角閃岩を捕獲しているものがある。 その角閃岩との境界付近で， 角礫状に角閃岩が喰い残されているのが観察される。 この程の岩石は， プロトクラストないしカタクラスト構造が著しく， 斜長石・石英を主成分とするが， カリ長石に乏しく， 花崗閃緑岩ないしトロニエム岩質のものが多く， ときには石英閃緑岩質のものがある。 有色鉱物としては緑色角閃石・黒雲母が含まれているが， たいてい緑泥石化する。 本岩類でも， 斜長石は多くソーシュル石化ないし白色雲母化し， その成分は決め難い。 ２次的に黝簾石ないし緑泥石ができており， 葡萄石の細脈をみる。
珪長岩～珪長斑岩といわれているものの多くは径 10 cm 前後の細脈岩である。 一見チャート様の外観を示し， 角閃岩の片理に平行していることが多い。 斑状構造が明らかで， 石英と曹長石質の長石が斑晶をなし， またその細粒郡が石基をなす。 有色鉱物はほとんどみられない。 この岩石はむしろ石英曹長斑岩と呼んだ方が適当である。
於与岐入口， 野瀬付近に， 斑状構造の明らかな斑状トロニエム岩ないし文象斑岩が産出する。 類似岩も， 処々にみられるが， こゝでは幅約 20 m くらいの岩脈として産出する。 斜長石の斑晶が目立つ。 基質部では， 斜長石・石英が主成分となり， 黒雲母が伴なわれる。 斜長石と石英は微文象構造を示すことが多い。
「夜久野南帯」のなかで， 舞鶴変成岩などのゾーンの間に， サンドイッチ構造様に挾まり， 同じ帯状分布をなし， 主として， 泥岩・輝緑凝灰岩および輝緑岩などからなる時代未詳の地層を市野瀬層群と呼ぶ [ 以下の [注] 参照 ] 。
本層群は「夜久野南帯」のなかで， 北端部から中央部にかけては２帯をなすが， 南部では１帯となって分布する。 本層群と夜久野第１岩群などの岩帯との間には剪裂帯あるいは断層があって境されるが， 関係不明のところも少なくない。
本層群中の各岩相の間の上下関係は不明である。 とくに輝緑凝灰岩の部分と輝緑岩の部分との間には， はっきりした境界はつけ難く， 輝緑凝灰岩の噴出と伴なって， ほとんど同時期に輝緑岩質岩が貫入あるいは流出したものと解せられるところからすれば， むしろ， この両者は輝緑凝灰岩～輝緑岩層として一括した方が妥当である。 地質図にはそのように塗色してある。 また， 各相中の層理が不明瞭であることが多いので厚さは明らかでない。
泥岩部は普通， レンズ状に輝緑凝灰岩のなかに挾在する。 その厚さは不定である。 輝緑凝灰岩とは， 側万変化の関係にあって， 明らかにインターフィンガーの関係がみられることもある。 岩質は塊状で黒色をなすが， ときとして粘板岩質で， 暗灰色でシルト質を帯びることもある。 ほとんど変質していないが， わずかに絹雲母をみ， また炭酸塩鉱物のプールあるいは細脈の発達していることがある。 化石はまったく発見されていない。 本地域の南西端部では， この泥岩に伴なって礫岩がみられる。 露頭が連続しないので， 両者の関係は明らかでない。 この礫岩の礫には， チャート・珪質泥岩・石英閃緑岩ないし花崗閃緑岩質の岩石がある。
こゝに輝緑凝灰岩としたもののなかには， 明らかな凝灰岩のほかに， 凝灰角礫岩や輝緑岩質ないし玄武岩質熔岩類も含まれている（巻末図版 Ⅲ）。 外観が一様に暗緑灰色で， 風化が著しく脆弱なものが多いため， 一見しては区別し難い。 また本層には， 暗赤褐色～暗赤紫色の熔岩のやけの変質したものを思わせる部分が， 処々にレンズ状あるいはパッチ状に挾まれているのが特徴的である。 後述の輝緑岩質の岩石と概念的に区別する一つの目安ともなっている。 玄武岩質熔岩には， 一見明らかな層状をなして， 凝灰岩中に挾在するものがまれにみいだされる。 これは岩質も他に較べて一段と硬質で鏡下でも玄武岩の構造が明らかである。 一般には火成砕屑岩の組織をもち， 著しく汚染あるいは変質している。 緑泥石・緑簾石・方解石などの変質鉱物ができているのが普通で， 石英・曹長石・絹雲母・炭酸塩鉱物・ゼオライト・葡萄石などが細脈をなし， あるいは空洞（Cavity）を埋めている。 熔岩あるいは凝灰岩中にみられる斑晶様の斜長石・輝石なども， ほとんど変質しており， 石基あるいは基質をなすガラス質物質も その大部分は脱ガラス作用を蒙っている（巻末図版 Ⅶ）。
輝緑岩と輝緑凝灰岩との関係は前述の過りであるが， 第 5 図はそれらの関係をルートマップによって示したものである。
輝緑岩質岩石は肉眼的に暗灰緑色呈し， 輝緑岩構造が認められる。 一般に細粒で あるが， ほとんど完晶質の岩石である。 特徴的なオフィチック構造が明瞭であり， おもな組成鉱物は斜長石・普通輝石である（巻末図版 Ⅵ）。 ときに斑状構造を示すものがあるが， 一般に等粒である。 その他鉄鉱を副成分とするが， ２次的なスヘン・緑簾石・石英・緑泥石・葡萄石・炭酸塩鉱物が認められる。
また， 外観のうえで， 輝緑岩と類似するが， やゝ粗粒となって， 前述の角閃岩類を貫く斑糲岩にみまがう岩石がある [ 以下の [注] 参照 ] 。 これは輝緑岩の中心部を構成する岩相と考えられるものである。 組成鉱物のおもなものは， 変質した斜長石・単斜輝石であり， 緑色～褐色の角閃石を伴なうことがある。 オフィチック構造は前者ほど明らかでなく， 等粒の組織をもつ。 本岩でも石英・緑泥石・緑簾石・スヘンなどの２次的鉱物を常に含んでいる。 また， 本層群が西方へ帯状分布するその延長部とみられる地域， すなわち 蓮峯 西方には， 酸性岩あるいは珪質岩と呼ばれている岩石が分布する。 この岩石は珪長岩ないし珪長斑岩様の岩質（巻末図版 Ⅷ）を示すものである。
おもに， 細粒～中粒の長石（斜長石）・石英からなる岩石で， それらが斑晶状を呈することもまれではない。 このなかには， 安山岩ないし玄武岩質岩石が， 珪化作用などの熱水性変質作用を蒙ったと解される変質岩様の構造， 組織を示すものが少なくない。 この場合には有色鉱物が緑泥石質鉱物， あるいは酸化物に置きかえられたと思われる仮像がみられる。 このようなことからすれば， この岩石相の大部分は， 市野瀬層群の一部が， 後の造構運動に関係したなんらかの熱水作用， とくに珪化作用を蒙って形成された変質相ともみられるであろう。
本図幅地域内の古生層は， 地質概説に述べたように， 時代未詳の古期岩類を除いては， 二畳系の地層に限られる。 「夜久野南帯」に広く分布する丹波地帯古生層， および北部古生層として一括された大浦層は前～中期二畳系であり， 舞鶴地帯古生層， すなわち舞鶴層群は後期二畳系である。
丹波地帯古生層は， 既述のように丹波地帯古生層（プロパー）・大飯層・加斗層の３つの地層に区分する。 本地域のこれらの地層は， かつて中沢圭二 16) によって上林層群と呼ばれたものである。
本地層は， 丹波地帯に広く露出し， 地形上 丹波山地を構成している一連の非変成古生層の総称であって， この図幅地域はその北西縁に相当するものである。
図幅地域内では， 粘板岩を主とし輝緑凝灰岩・チャート・砂岩などをレンズ状に挾む累層である。
粘板岩は普通 暗灰色～黒色である。 層理は明瞭で層理面にはゞ平行な割理が発達し， 打てば扁平な紡錘形に砕けて大塊をうることは困難である。 断層に近い所では千枚岩化したり， 破砕されて土状黒鉛状になっている。 風化すれば淡黄褐色の土壌となる。
砂岩は灰色～暗灰色で堅硬， 緻密である。 通常， 膨縮の著しいレンズ状の夾みとして粘板岩のなかに挾まれていることが多い。 砂粒の大きさは細粒から粗粒まであるが， 箇々の標本としては普通等粒である。 大岩北方や浅原東方では， 粗粒砂岩のなかに粘板岩の破片状細片が多数混入し， ときに長さ 5 cm 程度の粘板岩の破片を含むこともある。 これはおそらく異状堆積による同時礫であろう。
チャートは暗灰色～青灰色を呈し， 堅硬， 緻密で， 打てば火花を発し方形， 拳大の岩片に割れる。 層理は明瞭である。 粘板岩とは珪質粘板岩を介して漸移するのが普通である。 また， 珪質塊状で放散虫チャ－トと呼ばれているものが伴なわれることがある。
輝緑凝灰岩は暗緑色～帯青灰緑色を呈し， 堅硬， 緻密である。 塊状で層理は認められない。 大岩近傍や稲早谷におけるように， －方では凝灰質粘板岩を介して粘板岩と漸移し， 他方では珪質となってチャートに移り変わる場合が多い。 幅 10 m 程度の小レンズとして挾まれている場合もあるが， 約 400 m 程度の厚さで地層のなかに細長く挾まれる場合もあり， とくにこのものは鍵層として有効である。 また， 輝緑凝灰岩のなかに赤紫色を呈する部分がしばしばある。
以上の諸岩石からなる丹波地帯古生層は， 露出地域の西部では北北西に 70～90°傾斜する， 見掛けの単斜構造を示すが， 東部のものは 北～北北西に 80°前後傾斜する場合と， 南南東～南東に 70°以上傾斜する場合とがあり， その間に重複した褶曲構造が考えられる。
この図幅地域内の丹波地帯古生層は， 堆積後の造構運動の結果， 著しくブロック化しているので， もとより不確実であるが， 東隣 小浜図幅地域および南隣 綾部図幅地域内の地質を参照して， 次のような見掛けの層序を組み立てることができる。 北側すなわち見掛けの上位から
上限下限はともに不明である。
本図幅地域内では， 丹波地帯古生層は石灰岩を含まず， したがって化石がないが， 南隣 綾部図幅地域内の洞峠南南東方 3 km で， 輝緑凝灰岩に伴なう石灰岩のなかから次のような紡錘虫が検出された。
これは前期二畳紀後期（Artinskian）を示すことから， この図幅地域内の丹波地帯古生層の時代も， 前期二畳紀後期とほとんど距たらないであろう。 加斗層とは断層で接する。
本地層は， 図幅地域東部では大飯層の南側にこれと断層で接し， 地域中央部南寄りでは夜久野南帯の南側にはこれと断層で接して， 上林川に沿い細長く露出している。
本地層は， 千枚岩質粘板岩と片状砂岩との互層である。 粘板岩は暗灰色～黒色のものが多くよく成層し， 打てば薄く剥がれ， 大塊をうることは困難である。 砂岩は帯緑灰色を呈し， 割理は少なく， 著しく堅硬， 緻密である。 片状を呈し， 顕微鏡下で砂粒が圧砕されているのがよく観察される。 この砂岩のなかで古和木近傍のものには， 濃緑色を呈するものがあり， これは野外で輝緑凝灰岩と見誤りやすい。
地域西部の井根付近には， 粘板岩と砂岩とが約 5 cm 程度に交互に成層している部分がある。 この部分は全般に千枚岩化しているが， 原岩相では舞鶴層群の頁岩と砂岩との互層ときわめて類似している。
この地層は， 全体として北北西に 50～70°傾斜する見掛けの単斜構造を示す。 厚さは井根付近で少なくとも 2,000 m 以上あり， 上限・下限ともに不明である。 この図幅地域内では化石を産出せず， 正確な時代はわからないが， 東隣 小浜図幅地域内での観察事項や， チャ－トをほとんど含まず， 砂岩と粘板岩との互層の発達が著しいことなどから， 中～後期二畳紀と考えられる。
この地層は， 図幅地域東部から東隣 小浜図幅地域内にかけ， 夜久野南帯の南側に沿って分布している。 主として千枚岩質粘板岩からなり， レンズ状にチャート・砂岩などを挾む。
図幅地内では， 見掛け上北西に 60°前後傾斜する単斜構造を示し， 下位は砂岩のレンズ状夾みが多く， 上位にゆくにしたがって， 千枚岩質粘板岩からなる単調な地層に変化する。
粘板岩は暗灰色を呈し， 5 mm 程度の幅で層理面に平行な割理が発達し， 打てばその割理に沿って剥がれ， 四角な大塊を得ることは困難である。 剥がれた面は著しい光沢を持ち， 辷り面が認められることもある。
チャートは灰白色～帯緑灰色を呈し， 塊状で堅硬， 緻密である。 粘板岩のなかに 20 m くらいの厚さで細長いレンズ状に挾まっていることもあり， 数 mm の単位で， 粘板岩と細かい互層をつくっていることもある。
砂岩は灰白色～帯緑灰色で， 堅硬， 緻密， この図幅地域内では， 粘板岩とチャートの互層のなかに， 太い芋状をなして挾まれる。 それは一般に粗粒で圧砕されていることが多い。
輝緑凝灰岩は， 本層の分布地域の西端に近い田谷東方にわずかにみられる。 淡緑色を呈し， 石灰分に富み， 風化面は帯黄赤褐色を呈する。 また， この輝緑凝灰岩の南側に近接し， 厚さ 20 m のいわゆる放散虫チャートがあり， それは普通のチャートに次第に移り変わる。 一般に赤紫色で， 片状に剥げる特徴をもっている。
本層の時代は， 図幅地域内では化石が発見されないが， 東隣 小浜図幅地域内での親祭 [ 観察事項 ? ] から推定すると， おそらく中期二畳紀であろう。
本地層は， 図幅地域北西部の由良川および舞鶴湾の沿岸を中心として， さらに北東方および西方図幅地域外に伸びて露出している粘板岩ないし頁岩を主とし， 砂岩・ チャート・ 輝緑凝灰岩およびいわゆる放散虫チャートなどをレンズ状に挾む地層である。
図幅地域の大浦層で， 夜久野北帯の南側に位置するものは北北東に 50°内外傾斜する単斜構造を示し， 北西隅部を占めて露出するものは， 大川 - 打越の線を向斜軸とし， 丸田 - 八戸地の線を背斜軸とする褶曲構造を示す。
頁岩は暗灰色～帯緑暗灰色で， 丹波地帯古生層に比較してやゝ軟質である。 しばしば 5 cm 程度に成層し， 打てば直方体に割れ， 砕げやすい。 風化して褐灰色の土壌となる。
砂岩は中～細粒砂岩に属し， 塊状で節理に富み砕けやすい。
チャートは帯緑青白色塊状で， 著しく堅い。 幅数 10 cm 程度にレンズ状に頁岩のなかに挾まれていることが多いが， 小田内北方では 50 m 以上の厚さのものもある。
輝緑凝灰岩は濃緑色を呈し， 堅硬， 緻密である。 チャートと隣り合い漸移関係を示すこともある。 しばしば赤紫色の部分が認められ， この部分はいわゆる放散虫チャートに移り変わる。 粘板岩とは凝灰質粘板岩を間にして急激に移化する。
図幅地域北西隅の長谷から上石浦を結ぶ線以北の大浦層は， 花崗岩の熱変質作用を受けて， 頁岩は帯紫暗灰色， まれに帯緑暗灰色を呈し著しく堅硬となっている。
時代は， この地層のなかに化石を含まないので確実でないが， チャ－卜・輝緑凝灰岩をこの地層の下部に多く含み， 上部に砂岩質の部分が多いことなどを考慮すると， 中期二畳紀後期と推定される。 厚さは， 少なくとも 3,000 m 以上である。
大浦層に含まれる輝緑凝灰岩のなかに， その一部をなし， また， 産状がきわめて類似する輝緑岩があちこちにみられる。 また輝緑岩に伴なって斑糲岩類も点在する。 そのほか， 酸性岩の脈岩もそれらを貫いて産出する。
輝緑岩 : 本岩は前述の市野瀬層群中の輝緑岩と同質である。 「オフィチック」な輝緑岩構造が明瞭で， 斜長石・単斜輝石の主成分鉱物は， 比較的新鮮である。 その他 緑色角閃石を含むことがある。 ２次的に緑泥石・スヘン・黝簾石ないし緑簾石・炭酸塩鉱物が形成されているのも， また普通である。 また， 図幅地域の北西端の一部では， 陽起石質角閃石が形成されている。 これは後述の宮津花崗岩の接触熱変成作用によるものと解される。
斑糲岩 : 本岩は吉田西方において， 前述の輝緑岩ないし輝緑凝灰岩と泥岩との境界的位置に， それらを貫くかのような産状を示しているものである。 泥岩には接触変成作用をわずかに与えている。 その外観はやゝ優白質， 中粒～粗粒で， 著しく汚染している。 鏡下で， 破砕構造が著しく， やゝ等粒組織をもつ。 斜長石， 緑色～褐色の角閃石を主とする。 輝石類の存在は明らかでないが， 緑泥石化した骸晶（Pseudomorph）がうかがわれる。 斜長石は変質し， その An 成分は明らかでない。 角閃石は淡色のものが多く， 2VX = 80°， c^Z ≒ 18°， 剪開片での N2 ≒ 1.647（?）である。 そのほか， 鉄鉱・斜黝簾石・緑泥石・葡萄石・スヘン・炭酸塩鉱物を含む。
花崗斑岩～文象斑岩 : 戸島の北側の尖端で輝緑岩を貫く， 幅 10～20 m くらいの脈岩である。
やゝ斑状構造を示し， 斜長石・石英・カリ長石を主とする。 有色鉱物はほとんど緑泥石化して， その性質は明らかでない。 石英とカリ長石は徴文象構造様に組み合うことが多い。 ２次的な緑簾石の存在が著しい。
本層群は， 図幅地域内を北東隅から南西隅にかけて走る対角線上に露出し， さらに西隣 大江山図幅地域内に伸びているほか， 北西部の由良川沿岸にもみられる。 頁岩質泥岩を主とし， 砂岩・礫岩がしばしば含まれる。 石灰岩・輝緑凝灰岩はまれにレンズ状に挾まれている。
頁岩は黒色～暗灰色で 3～5 cm ごとによく成層する。 やゝ風化したものは直方体に割れ， 部分によっては細かい短柱状に砕ける。 大浦層の頁岩に比較して軟質である。
砂岩は暗灰色～灰色で等粒のものが多く， 塊状， やゝ緻密， 堅硬である。 頁岩とはシルト岩を介して漸移する場合が多い。 ことに図幅地域西半中央部では， 無層理ないしまれに 1 m 程度の， 層理がある暗灰色のシルト岩がよく発達している。
礫岩は多くの場合 砂岩のなかにレンズ状に挾まれ， その厚さは最高 10 m， 普通 5 m 以下である。 礫は径 2 cm 以下のチャート・珪質岩・緑色岩の円礫が多く， 花崗岩質岩石・石灰岩の礫が場所によって多く含まれる。 ことに石灰岩礫を多数含む場合は全体が石灰質となり， かなり緻密になる。 由良川沿岸の大川・八田・二日市や南西部の別所， 北部の白鳥峠， 北東部の鹿原付近近では石灰岩礫のなかに次のような紡錘虫が検出された。
礫岩のなかには， 径 1 cm 以下の， 主としてチャート・粘板岩・砂岩の円礫をもち， 基質の部分には砂質の部分や泥質の部分が不規則に入りまじっている。 このようなものは頁岩のなかに厚さ 1 m 以下の小レンズとして挾まっていることがある。 これは流れのある水中に堆積した異状堆積相であろう。
石灰岩は本層群の南縁に沿ってのみ認められ， 大部分は幅 10 m 以下， 長さ 40 m 以下である。 白色～青白色で結晶質のことが多く， 海百合の茎や次の蘚虫類などが検出される（中沢圭二による）。
| 蘚虫類 | Fustilipora sp. | |
| Fenestella ? sp. | ||
| Batostomella sp. | ||
| 珊瑚類 | Waagenophyllum ? sp. | |
| 二枚介 |
輝緑凝灰岩は， 池辺 - 菅坂峠間の県道に沿って見られるだけである。 暗緑色を示すが部分的に赤紫色の所があり， 著しく片状を帯びることがある。 この付近は局所的な剪裂帯が発達しているところである。
以上の諸岩石からなる舞鶴層群は， 由良川に沿った地域では NE - SW の方向に褶曲軸をもった向斜構造を示し， 大浦層に整合に重なった産状を呈する。 南の地域のものは， 夜久野南帯および難波江層群に近接した部分で SE 方に急斜する以外は， NW に 30～70°傾斜し， 見掛け上は単斜構造を示している。
舞鶴層群の層序は， 地域中央部西寄りの伊佐津川に沿った地域を基準にして， ほゞ次のようである。 すなわち下位から以下のように区分される。
全体としての厚さは 1,500 m を下らない。
図幅地域中央部の寺田から NE 方向に長内付近にかけて分布する舞鶴層群は， 幅約 1 km にわたって千枚岩質に変質している。 頁岩は千枚岩質となり， 風化作用を受けて灰白色となる。 輝緑凝灰岩は片岩状となっている。
舞鶴層群の時代は， 礫岩中の石灰岩礫にしばしば紡錘虫が含まれ， 基質と考えられる部分から Lepidolina toriyamai K. などを産することから， 後期二畳紀とされている。
本岩類は， 地質概説の項で述べたように， 夜久野第３岩群としたものの一部であり， 夜久野北帯を構成する岩石群で， 本地域内では， 火成岩類のみからなる。 すなわち， 古期花崗岩あるいは Sheared granite（舞鶴花崗岩）と呼ばれている酸性岩を主とし， 輝緑岩質塩基性岩を伴うが， 西隣大江山図幅地域内でみられる角閃岩類を主とする変成岩類は含まれない。
塩基性岩は舞鶴花崗岩中に， かなりの岩塊としてみられるほか， 明瞭な捕獲岩として， 処々に， 径 10 cm 内外の角礫の集まりのような形で喰い残されている。
上記のほか五老岳付近および下福井東部には， 石英斑岩質の岩脈が塩基性岩を貫いて露出している。
舞鶴花崗岩 [ 以下の [注] 参照 ] は古生代の大浦層を貫いており， 図幅地域西部藤津付近では， 舞鶴層群の一部（?）を貫いている。 また， 前述のように， 三畳系の志高層群によって覆われているところもあって， その迸入期を二畳紀末と推定している。
本岩は， 露頭では暗灰緑色のきわめてうすぎたないもので， 一見， これまで述べてきた輝緑凝灰岩ないし輝緑岩に類似する。 部分によってきわめて脆弱なものもあり， 著しく堅硬で新鮮なものもある。 露頭で花崗岩中に角礫状に捕獲されている産状を図版 4 に示す。
鏡下で， オフィチック組織の明らかなものが多いが， ときに， その特有の組織を欠き， 細粒の斑糲岩とみられるものもあり， また， 斑状構造を示し， 玄武岩質熔岩とみられる部分もまれに含まれている。 それらの相互関係は明らかでないが， おそらく， 市野瀬層群・大浦層中の同質岩体中にみられるものと同じような関係をもつものであろう。
おもな組成鉱物は斜長石・単斜輝石である。 また， 緑色～褐色の角閃石を含むことがあるが， この場合， 単斜輝石を欠き， 岩石の組織も粒状となっており， 石英を含むことがある。 これはおそらく， 舞鶴花崗岩との混成作用によって生成されたものと考えられる。 その他， 細粒の鉄鉱を含むほか， ２次的な緑泥石・脈状の石英・炭酸塩鉱物・緑簾石・チタン鉄鉱・スヘンなどがみられ， 葡萄石の脈がよく発達する。 巻末図版 Ⅸ は本岩の顕微鏡写真である。
本岩の外観は， 著しい風化によって灰白色の脆弱な岩石となっている場合が多く， 新鮮， 堅硬なものはほとんどみられない。 とくに風化のすすんだものは， 石英粒が残存して砂状を呈するか， ざくざくに崩れる土塊状をなしている。 岩質は岩塊全体を通じて， 一様でなく， いろいろの岩相を示す。 一般にはアダメロ岩質のものを主としているが， トロニエム岩質のもの， あるいは石英閃緑岩質のものもみられる。
本岩は， 一様にプロトクラスチックあるいはカタクラスチック構造を示す。 とくに後者とみられる構造がよく発達している。 全般に中粒のモザイック組織を示すが， ときには斑状組織の著しいものもある。 巻末図版 Ⅹ は本岩でも比較的新鮮なものである。 主要組成鉱物は， 斜長石・石英・アルカリ長石（正長石 ?）で， アルカリ長石には量のうえで変化がある。 その他， 黒雲母・角閃石を伴なうが， 前者は緑泥石化することが多く， 後者は一般にはまれである。 ジルコン・アパタイト・アラナイト・鉄鉱はそれぞれ少量含まれており， ２次的に緑簾石・緑泥石・スヘン・葡萄石などが形成されている。
本岩は前述のように古生層を貫くが， その接触部付近では， 珪化作用程度の変質作用の影響を古生層に与えているほかは， とくに著しい接触変成岩の形成をみない。 このことと， 本岩のもつクラスチックな組織からして， この花崗岩礫は相当冷却し固化した状態で迸人してきたものであろうと推察される。 新宮あるいは東雲付近の地域で本岩に接する二畳系の泥岩類は， 著しく変質しているが， その変質は珪化作用をうけた後に， さらに， なんらかの鉱化作用をうけて粘土化ないし白土化したものと解され， そこにはホルンフェルスなどの形成の痕跡もみられない。
本岩体中にみられる石英閃緑岩質岩は， 局部的に産出すること， および前述の塩基性岩の近傍にみられるという点から， 両者の間の混成作用によって生成した岩石と推定される。
本岩は前述のように輝緑岩質塩基性岩を貰く小規模な岩脈である。 その幅 1～2 m くらいのものが普通である。 外観は暗灰白色の優白質岩で， 肉眼的にも斑状構造が明らかである。 石英・斜長石がおもな斑晶をなすものであり， 少量のカリ長石と緑泥石化した黒雲母を伴なう。 石基はほとんど完晶質で珪長質組織を示している。
その他舞鶴層群を貫いて， 岩脈状の花崗岩質酸性岩が認められる。 この岩石は， 普通幅 2～5 m くらい， あるいはそれ以下で， 一見してアルコーズ砂岩のような外観を呈することがある。 岩質は前述の舞鶴花崗岩に類似するが， カリ長石に乏しい。 また著しくカタクラスチック構造をもっており， 鏡下でも砂質岩と見まごう部分もある。 本岩の地下深くには舞鶴花崗岩様の岩石があるかも知れないという疑いをもつのであり， その岩質からすれば， とにかく舞鶴花崗岩と関連性のある酸性岩であろう。
本層群は， 図幅地域の西隅中央に露出するが， 分布地域はさらに西隣 大江山図幅地域内に続いている。 礫岩・砂岩・頁岩などの厚層からなる。
本層群は次のように区分される。 下位から順に
礫岩は， その礫の直径が 15 cm 程度のものが多く， まれに 50 cm にも及ぶ円礫が， 砂質の基質で堅く膠結されたものである。 礫の種類は， チャート・砂岩が多く， 石灰岩・安山岩ないし玢岩・石英緑簾石岩・片麻岩状アダメロ岩がこれに次ぐ。
砂岩は緑色～帯青緑灰色で等粒であり， 舞鶴層群の砂岩と比較して堅硬さに劣り， 割理が大単位であることなどから明瞭に区別される。
頁岩は帯緑暗青色を呈し， 層理が容易に認められ， 舞鶴層群の頁岩とは色によって明瞭に区別される。 風化して長柱状の小片に砕ける性質が， ことに上位の頁岩に著しい。 全体として厚さ 1,000 m に及ぶ。
本図幅地域内の志高層群は， 全体として南南東に 60°が前後傾斜する単斜構造を示すが， 小田内北方では南北に走る断層の付近で著しい擾乱を示し， 南北性の走向と 90°に近い傾斜をもっている部分もある。
志高層の中部の石灰質砂岩中から次のような動物化石を産する。
また志高層の中部で動物化石産出層準の上位にある炭層付近から， 次のような植物化石を産する。
しかしながら， 時代に関しては未だ確実な証拠に乏しく， 三畳紀であるということ以外は， いまのところ実際には不明である。
本地層は， 図幅地域北東部の荒倉付近， 鹿原南東方および吉坂峠付近の３カ所に分かれてわずかに露出している。
主として頁岩からなり， 細粒砂岩の薄層を挾む頁岩は帯緑暗灰色～黒色で層理は明瞭， 舞鶴層群の頁岩とは色調， 緻密さなどで区別される。 吉坂峠付近のこの地層には， 光沢をもった滑り面が発達して黒色を呈する炭質頁岩（coaly shale）が見られる。 ３カ所の露出地ではいずれも SE に 70°程度傾斜する単斜構造をもち， 荒倉では厚さ 60 m， 吉坂峠では 200 m 前後である。 舞鶴層群とは断層で接する。
荒倉で， いくつかの層準から次のような化石を産する。
このなかでとくに "Monophyllites" arakurensis NAKAZAWA および Psioidea spp. α， β によって， 荒倉層の時代は lowest Carnian または Ladino-Carnian とみなされる。
本層群は， 図幅地域北東隅の松尾付近から舞鶴層群の南縁に沿って， 断続しながら細長く南西に伸び， 西隣 大江山図幅地域内へ続く頁岩と砂岩との互層である。
頁岩は黒色～暗灰色で， 泥質のものは風化すると層面に平行に薄板状に割れる性質をもち， シルト質のものは約 1 m ごとの層理をもち塊状に近い。 舞鶴層群および荒倉層の頁岩とは明瞭に区別される。 夜久野南帯に近接した場所では， 頁岩は多く粘板岩化している。
砂岩は白色～灰色で， 多くは塊状をなし 1 m 程度に層理が認められることもある。 石英質で風化すると黄褐色となる。 舞鶴層群の砂岩に比較して淡色でやゝ軟らかく， 両者は明瞭に区別される。 ときに径 3 cm 以下のよく円磨されたチャート・珪岩などの円礫を， 数 10 cm の厚さで挾むことがある。 砂岩と白岩との境界はたいてい明瞭である。
この層群の模式地である東隣 小浜， およびその北隣 鋸崎図幅地域では， この層群は次の４つの各層に区分され， この図幅地域内でもこの区分を適用することができる。
この地層， とくに N2， N3 層からは化石を多産するが（第 2 表）， とくに Minetrigonia hegiensis (SAEKI)， Pseudolimea naumanni KOB. ＆ ICHI. などを産出することから， 難波江層群は， 上部三畳系佐川統の下部に相当するものと思われる。
この図幅地域の難波江層群は， 全体として南～南東に 60°以上傾斜する単斜構造を示し， ごく浅い海の堆積物と考えられる。
こゝに一括する岩類（夜久野第４岩群）は， その大部分が， 断層あるいは剪裂帯のような， 地質構造線的意味をもつ地帯に沿って分布しているものである。 たとえば， 南北の夜久野岩帯と古生層， あるいは中生層との境界付近に分布するものなどである。 そのうえ， 分布の方向性をみると， 舞鶴帯という大きな構造帯に平行し， それに関連のある主構造線に沿っていることが多い。 しかし， まれには， 夜久野南帯のような構造帯の一つの小単位の内部では， 一般方向とは斜交するような構造線に沿って迸入してきている場合もある。
このような位置にある岩石は， 蛇紋岩あるいは橄欖岩・輝岩・角閃石岩および斑糲岩などである。 その外観， 産状などは， これまで記載した岩石と異なり， 容易に区別することができるが， 露頭でそれらとの相互関係が明瞭にわかる地点は少ない。
本地域で， 最大の拡がりをもつ蛇紋岩体は， 夜久野南帯の南縁部に沿い， 市志付近に露出し， 最大幅約 500 m， 延長 3 km くらいのレンズ状をなす岩体である。
その他のものは， 幅 50 m 以下で， 延長も 500 m を超えない程度の小岩体で， 前述の構造線に沿って点々と露出する。
外観はいずれも， 特有の樹脂光沢をもち， 暗灰緑色を呈する。 比較的脆弱なものが多く， 粘土化していることもあり， また片状を呈するものもある。
蛇紋岩の大部分は， 原岩の残晶をとどめていない（図版 ⅩⅠ）。 また， 表面とか， 割れ目に沿う部分のみが蛇紋岩化している塩基性岩がよくみられることがある。 これについては後述する。
本岩は主としてアンチゴライト質とみられる蛇紋石からなり， クリソタイルの脈をみることはまれである。 また， バスタイトはときどきみられる。 しかし， ある蛇紋岩中（舞鶴湾にのぞむ地域の構造線に沿う小岩体）には， 次の３種の蛇紋石質の鉱物が区別される。 ① 無色のもの， ② 淡緑色のもの， ③ 脈状～繊維状のもの。 この３者の間には次のような屈折率の違いがある。
これらの関係から， ① はアンチゴライト質， ② は緑泥石質， ③ はクリソタイル質であろうと推定される。
その他の鉱物としては， クロム鉄鉱およびピコタイト質の尖晶石類が含まれており， 磁鉄鉱も散在する。
原岩の残晶をとどめるまれな例としては， 市志北部の小岩体であって， これには， 橄欖石・単斜輝石・斜方輝石などの残晶が含まれている。 その他 クロム鉄鉱， 暗緑色のヘルシナイト質尖晶石をみる。 この岩石はむしろ， 蛇紋岩化輝石橄欖岩といった方がよい。
また， 北部吉田西方に蛇紋岩として塗色した岩石は， その産出する位置が他と同様 構造線上にあり， 一見すると， まったく蛇紋岩と異なるところがない。 しかし， 内部はほとんど陽起石質の角閃石からできている岩石である。 この角閃石は淡緑色の短柱状の結晶で， その配列に方向性がある。 2VX ≒ 85°， N2 ≒ 1.645 である。 そして， 部分的に緑泥石化あるいは蛇紋石化している。 この岩石の成因については不詳である。
その他， 蛇紋岩の存在する地点の付近あるいは延長部に， ときとして表面のみが蛇紋岩化した岩石をみることがある。 その著しいものは夜久野南帯中のもので， 角閃岩類の表面あるいは亀裂に沿う部分が蛇紋岩化しており， 付近には局所的な剪裂帯があって， 蛇紋岩の存在を推定できるような地点が， ときどきみられる。
蛇紋岩の内部には大小さまざまな斑糲岩質の捕獲岩が含まれており， また， 灰白色のレンズ状となったロジン岩様の捕獲岩もよくみられる。
両者とも， 蛇紋岩と同様な位置にみられるが， 本地域では夜久野南帯にのみ分布する。 輝岩は， 南東部の梅迫付近で， 後述の真正斑糲岩がその近くに分布するが， それらの関係は明らかでない。 外観は暗灰色～黒色を呈するが， 風化が著しく， 見掛け上新鮮なものは少ない。 しかし鏡下ではほとんど変質しておらず， 組成鉱物は新鮮である。 本岩はほとんど異剥石質単斜輝石からなる。 綾部市の北部で杉健一 8) が記載した岩石は， この種の異剥岩であろう。
角閃石岩は， 外観はまったく輝岩に類似し， 暗灰色～黒色である。 露頭の岩石は風化が著しく脆弱なものとなっている。 ほとんど褐色の角閃石からなり， きわめてまれに少量の透輝石質輝石およびソ－シェル石化した斜長石をみることがある。 その他わずかに鉄鉱を含む。 この褐色角閃石は 2VX ≒ 70～88°， c^Z ≒ 25°， N2（on cleavage fake）≒ 1.670 の光学性を示す。
本岩もおもに， 南東部 梅迫東方の断層ないし剪裂帯に沿って露出してきているものである。 明瞭な塊状， 均質の岩石で中～粗粒の自形性の強い組成鉱物によって， いままで述べてきた他の斑糲岩質岩ないし角閃岩と区別される。 外観， 表面の茶褐色を帯び酸化鉄のしみこみが著しいが， 普通は絣模様がはっきりしている。 風化した部分を除けばきわめて堅硬な岩石である。 主成分鉱物は斜長石と輝石類である。 鏡下の組織は図版 ⅩⅡ に示す。 斜長石には， 新鮮なものが少なく， 汚染ないし分解して非晶質化しているが， わずかにみられる双晶から， An 70 くらいの成分が推定できる。 輝石には斜万輝石と単斜輝石があるが， 前者はまれにみられる程度で， たいていは緑泥石化している。 単斜輝石は異剥石質で（径 0.7～8 mm， 2VZ ≒ 60°）, 非常に新鮮である。 特有のパーテングが明瞭である。 その他， 緑泥石・チタン鉄鉱・磁鉄鉱などがみられる。 前述のように本岩は剪裂帯と思われる位置にあって， 本岩自身圧砕されていることもあり， 同じ位置に産出する超塩基性岩との関係は明らかでない。 また， 角閃岩類およびそのなかの斑糲岩との関係もはっきりしないことが少なくない。
本岩は図幅地域の東部に多く分布し， 夜久野南帯の岩類を貫くものである。 分布範囲も， 三国峠の東側の地域に限られ， 露頭として 10 数本が数えられる。 その貫入の時期は不明であるが， その変質の度合からいって， この地域の構造帯を決定した主造構運動には関係していないようである。 むしろ， この主構造帯の方向を直角にきる南北性の断層運動に関係した地変に伴なう， 小規模な局地的な火成活動による貫入岩であろう。
本岩は幅約 5 m， あるいはそれ以下の脈岩である。 外観は暗灰色で， 比較的堅硬なものが多く， また四囲の岩石に較べて風化によく堪えており， 母岩との関係（境）が明瞭である。
鏡下ばかりでなく， 肉眼的にもその斑状構造が明瞭にわかる。
この岩石は， 図幅地域北部中央寄りから北隣 丹後由良図幅地域にわたって露出し， 古生層を覆っている。
岩石は灰白色で， 石英や長石の斑晶が明瞭に見られるが， 有色鉱物は一般に少なく， はっきりと見られない。
顕微鏡下では， 斑晶は主として石英・アルカリ長石・斜長石（灰曹長石～曹長石）からなり， 黒雲母から変わったと考えられる緑泥石を少量含む。 また， 部分によって著しく白雲母を含むものがある。 石英の結晶周縁は融蝕されて， 石基の部分が結晶内にくい込んでいる。 舞鶴湾東岸の大波下近くのものにはアルカリ長石の一部がペルト石構造を示す。 石基は主としてガラスで， まれに絹雲母や炭酸塩鉱物を含む。
図幅地域北隅に沿った朝来中から， 大波下にかけてのこの岩石は貫入角礫岩状となる。 含まれる角礫は径 10 cm またはそれ以上の古生代（?）の砂岩， 珪質となった頁岩を主とし， その間に流紋岩質の基質がかたくつまっている。 吉野付近ではこの貫入角礫岩 [ 以下の [注] 参照 ] が， あたかも流紋岩の上に乗っているような産状を示す。
本岩の生成の時期も， 宮津花崗岩の場合と同様明らかでない。
この岩石は， 図幅地域北西隅の由良ガ嶽東万上石浦付近にわずかに露出しているが， その続きは北隣 丹後由良図幅地域からさらに西に拡がっている。
この岩石は黒雲母花崗岩であって， 中粒または粗粒均質の岩石で， 肉眼で淡紅色のカリ長石が認められる。 大浦層の頁岩を貫き， 幅平均 1 km にわたって接触変成作用を与えている。
顕徴鏡下では， 主としてカリ長石・ 斜長石（灰曹長石～中性長石（?））・ 石英・ 濃褐色の黒雲母からなる。 斜長石はしばしば累帯構造を示し， 縁辺郡 [ 縁辺部 ? ] がとくに新鮮である。 塩基性岩の捕獲岩を含む部分は細粒・等粒であることが多く， 主として累帯構造を示す長柱状の斜長石・ 半自形～他形淡緑色の角閃石・ 帯緑褐色の黒雲母， およびそれらの間隙を埋める石英からなっている。
本岩の迸入時期は明らかでないが， 山陰地方に広く分布する同質岩から， 一応白堊紀後期と推定しておく。
この地層は， 北隣 丹後由良図幅地域内で内浦湾を中心として， これを取り囲むように分布する礫岩・砂岩・泥岩および火成砕屑岩などからなる累層で， この図幅地域内では， 北東隅の松尾・蒜畠・出合付近に， 舞鶴層群・難波江層群・夜久野岩類を不整合に覆ってわずかに露出している。
この図幅地域内でのこの地層は， 主として礫岩からなり， 砂岩・泥岩・凝灰岩の薄層を挾む。 礫岩の礫には， 古生代のホルンフェルスないし珪岩・ 砂岩・ 石英斑岩・ 花崗岩の径 30 cm 以下の円礫が多く， 基質はシルト質で， 淡青色の砂岩をポケット状に挾む。 最下部に近く茶褐色の凝灰岩層を挾み， 淡黄褐色の凝灰岩が吉坂 - 松尾間の道路傍にみられる。
出合付近のこの地層は， 礫岩の礫に難波江層群の砂岩が多い。 また， こゝでは礫岩・砂岩に乏しく， 淡灰色凝灰質の泥岩がおもな構成メンバーとなっている。
この地層は， この図幅地域内では北北東に緩く傾斜し， 厚さは少なくとも 30 m 以上， 青葉山安山岩類に覆われて上限はわからない。 また北隣 丹後由良図幅地域内では， この地層から Vicarya yokoyamai TAKEYAMA を産し， 中新世の中～後期のものである。
本岩類は， この図幅地域北東隅において内浦層群などを覆って露出し， 北隣 丹後由良図幅地内の青葉山（699 m）の山体を構成している。 主として安山岩質の集塊岩からなり， 熔岩を挾む。 岩質によって下部凝灰角礫岩および上部凝灰角礫岩とに分けられる [ 以下の [注] 参照 ] 。
下部凝灰角礫岩 : この岩石は， 松尾付近で内浦層群の礫岩の上に乗っている。 暗灰色・灰黒色・帯赤茶褐色・帯紫暗灰色など種々の色をもった安山岩の角礫を， 暗色同質やゝ粗鬆な基質で膠結したもので， 風化して茶褐色ローム様の土壌を生ずる。
角礫をなす岩石は粗鬆なものから堅硬， 緻密なものまである。 斑晶は斜長石・紫蘇輝石・普通輝石および橄欖石で， 石基は斜長石・紫蘇輝石・単斜輝石・鉄鉱などからなっている。 普通輝石は円味を帯びている。 橄欖石は通常緑泥石に交代されており， しばしば単斜輝石によって縁どられている。
上部凝灰角礫岩 : この岩石は下部凝灰角礫岩の上に乗っており， 青葉山の山体を構成する。 主として安山岩質の凝灰角礫岩からなるが， 熔岩の部分もある。
上部凝灰角礫岩のうち下部のものは橄欖石含有普通輝石紫蘇輝石安山岩の角礫をもち， 頂上近くでは紫蘇輝石橄欖石安山岩である。 暗灰色を呈し， 多孔質の部分と， 緻密な部分とがある。 肉眼で斜長石および輝石は明らかに認められる。
下部の安山岩を顕微鏡でみると， 結晶の大きさが次第に移り変わり， 斑晶と石基との区別が明らかでない。 斑晶は斜長石・紫蘇輝石・普通輝石および橄欖石で， 石基は斜長石・紫蘇輝石・単斜輝石・鉄鉱などからなっている。 単斜輝石は円味を帯びている。 橄欖石は一般に緑泥石に交代されており， しばしば普通輝石（?）によって縁どられている。
頂上付近の岩石では， 斑晶は斜長石・橄欖石および紫蘇輝石で， まれに普通輝石らしいものを含む。 斜長石は中性長石～曹灰長石である。 石基は間粒状組織を示し， 結晶の大きさは次第に移り変わって斑晶と区別しがたいものもある。 石基から斑晶に至る中間以下の大きさのものについてみると， 石基の構成鉱物は主として斜長石・紫蘇輝石および単斜輝石であって， 副次的に鉄鉱・燐灰石などを含む。 紫蘇輝石はしばしば単斜輝石で縁どられる。 単斜輝石はときに双晶を示す。 橄欖石（?）を緑泥石が交代したものもある。
この岩石の時代は明らかでないが， 地形からみれば鮮新～更新世のものであろう。
第四系は， おそらく更新世に堆積したと思われる梅迫（砂礫）層， それと同時代と推定される上林川沿いおよび由良川沿いの段丘礫層と， 海岸および河川に沿ってみられる冲積層である。
この地層は， 図幅地域南西部の梅迫を中心として露出し， その分布はさきに西に伸びて西隣 大江山図幅地域内へ続く。
梅迫駅近くのこの地層は， シルト層を 30 cm 程度に挾んだ砂および礫からなる。 礫は径 20 cm 程度のものもあるが， たいていは 5～10 cm の亜角礫ないし円礫で淘汰はよくない。 種類は， 付近を構成する岩石で主として輝緑岩や珪質岩が多い。 基質は茶褐色を呈する。 下部はほとんど層理を示さず， 上部の粘土層の挾在によって， この地層はほとんど水平であることがわかる。 こゝでの厚さは 10 m 以上である。
図幅地域西部の向田付近では， 主として茶褐色の粘上と淘汰不良の角礫とからなる。 梅迫北東万の野瀬では， 径 20 cm 程度の輝緑岩などの円礫を主とするようになり， 基質も砂質である。
図幅地域中央南寄りの上林川に治った地域には， 現河床から井根付近で約 20 m， 大町付近で約 5 m の高さをもった所に段丘が１段認められる。 この段丘には主として輝緑岩や古生代の砂岩・ チャートの径 30 cm 以下の円ないし亜角礫を主とする堆積物が乗っている。
井根付近では， 厚さ10 m 程度の灰～褐灰色の粘土層が古生層（加斗層）の上に乗っており， このなかにはチャートを主とする角礫が含まれている。 この地層も梅迫砂礫層と同時代と考えられる。
由良川に沿った三日市付近には， チャート・玢岩・花崗岩・頁岩ないし粘板岩の径 15 cm 以下の円礫が， やゝ花崗岩質の砂で填められた礫層があり， その北東方には同じような種類の 2～5 cm の角礫が砂質の基質で膠結された地層のなかに， 植物破片を含む青灰色の粘土層が， 厚さ 1 m 以下にレンズ状に挾まれている。 これらも時代は梅迫砂礫層とほゞ同時代であろう。
この地層は， 上林川・由良川・伊佐津川などのおもな河川に沿ってわずかに発達しているほか， 舞鶴湾に沿った低地を形成している。 礫・砂・泥からなる。
本図幅地内には， 有用鉱産物資源が乏しい。 金属資源としては， 図幅地域の中央部， 池内付近に， ５万分の１地形図上に「どう」と記入されている地点があるが， 現在は廃坑となっている。 これについては舞鶴鉱山として数 10 年前に銅を採掘した記録が， 大阪通産局にわずかに残っている程度である。
非金属としては， 古生層中の石灰岩がある。 また， 中生層の石炭として第２次世界戦争中に採掘したなごりが， 点々と三畳系の分布地域にみられる。
その他， 敷石として古生層中の輝緑凝灰岩ないし輝緑岩類が， 舞鶴市内の通洞トンネル東方で現在採石されている。
次に， おもなものについて簡単に記述する。
前述のように， ５万分の１地形図には， その存在が明記されているが， 本鉱山に関する記録はほとんどない。 わずかに大阪通産局に保管されている記録も， 大正年代のものである。 その記録によれば， 本鉱山は大正 10 年前後に稼行されていたもののようである。 鉱種は銀・銅・硫化鉄であり， 鉱床の走向は N 50～60°E， 傾斜 70～80°S とある。 その幅員 1～10 尺という。 鉱床の母岩は市野瀬層群中の輝緑岩ないし輝緑凝灰岩である。 現在， 鉱床の様子は不明であるが， おそらく小規模な層状の含銅硫化鉄鉱鉱床（?）であろうと推定される。
舞鶴層群中には厚さ 20～50 m の石灰岩レンズが胚胎し， そのあるものについては石灰の原料として稼行の対象となってきた。 調査当時は新道西方および金剛院の近傍で小規模に採掘されており， その他まつのおでら駅北方， 新道北方， その他に採掘跡があり， 現場付近で石灰を製造していた。
三畳系難波江層群および志高層群は石炭を胚胎し， 舞鶴炭田と称されて稼行の対象とされたことがある。
難波江層群中に含まれるものの層準は N3 層の下部であって， 1～1.5 m の厚さのものが松尾寺で 3～4 枚， 寺田・於与岐（見内東方）・高槻ではおのおの 2 枚挾有される。 この炭層は厚さの変化が著しく， また連続性に乏しく， 動力作用を受けて粉炭化し， しばしば炭脈をつくる。 炭質は半無煙炭に属し， はさみが多い。 この地域においては， かつて松尾寺炭礦・於与岐炭礦および高槻炭礦と称して小規模に採掘されていたが， 調査当時はすでに休山となっていた。
| 固定炭素 % | 揮発分 % | 水分 % | 灰分 % | 硫黄 % | 発熱量 Cal. | |
| 松尾寺 | 78.49 | 7.50 | 2.30 | 10.90 | 0.75 | 7,470 |
志高層群中に含まれるものの層準は， 志高層の最上位にあって， 1～2 m の厚さの無煙炭が 2 枚挾まれ， その他きわめて薄いものが数枚認められる。 炭層は多く動力作用を受け粉炭化し， しばしば炭脈となる。 かつて志高炭礦と称し， 志高付近で小規模に採掘されたことがある。
これらの石炭は炭質不良， 採掘困難で現在は各炭礦とも休山しており， 将来も稼行対象にはなりがたいと考えられる。
図幅地域南東部を南西流する上林川の流路は， 著しい破砕帯にほゞ沿っている。 この破砕帯は夜久野岩類その他を伴なう造構運動によって生じたものと考えられ， 古生層の岩石は著しく破砕されている。 大飯層・加斗層を構成する千枚岩質の粘板岩自体もかなり脆弱である。 昭和 28 年 9 月の 13 号台風では， 記録的な豪雨によりこの地帯の各地に山崩れが起こり， 著しい被害があったが， これらの山崩れは， 脆弱な千枚岩質粘板岩中に発生したものである。
また， 夜久野南帯でとくに五泉沢流域地方では， 各谷に堰堤が築かれて， この地域に著しい崩壊の防備がなされている。
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000
Kyoto, No. 2
By SACHIO IGI, KAZUO KURODA & HITOSHI HATTORI (Written in 1959)
The area of this sheet-map is situated in the northern part of central Japan, and also occupies the northeastern part of the so-called "Maizuru zone", which is a long tectonic zone, running in ENE - WSW direction, along the border line between the Chugoku and Tamba mountainlands.
The greater part of this sheet is mostly composed of the rock members in the "Maizuru zone" : Permian sediments as Oura formation and Maizuru group, Triassic rocks as the Nabae and Shidaka groups and igneous or metamorphic rocks which have been called "Yakuno basic rocks" and "Yakuno intrusives".
In this area the igneous and metamorphic rocks called "Yakuno …" are distributed in two zones : Yakuno northern zone and Yakuno southern zone. They are also parallel to the trend of the main tectonic zone ; and a zone between them is called the central zone, which is composed of the Maizuru group, Oura formation and Triassic formations.
At the southeastern part of the area, which is not included in the Maizuru zone, the accumulation of non-metamorphosed Permian sediments , the main members of the Paleozoic rocks of the Tamba terrain is exposed.
Tertiary sediments and volcanics are distributed in the northeastern corner of the area.
The geologic sequence in this area is summarized in Table 1.
These rocks are distributed in the Yakuno southern zone in this area, and they are mostly of amphibolites, and rarely accompanied with biotite schist and biotite-hornblende gneiss. Schistosity or gneissosity of the rocks is roughly parallel to the general trend of the Maizuru zone, but not always so in detail. Basing on the field observations, amphibolites are divided into coarse-grained amphibolite (gneissose meta-hornblende gabbro) and fine-grained one. The former seems to have been originated from gabbroic intrusives (late kinematic intrusion), and the latter, from schalstein or other sediments. Both are mainly composed of green or brown hornblende and saussuritized plagioclase, with many secondary minerals such as epidote, chlorite, carbonate and prehnite. These rocks are intruded by many other basic or acid rocks of small scale, and of unknown age.
This group is distributed only in the Yakuno southern zone, and shows zonal occurrence being intercalated in the zone of the Maizuru metamorphics and associated rocks. This group is composed of mudstone, schalstein and diabase parts. The first part has been named "Takarao formation" and the latter two are regarded as a member of "Yakuno intrusives" in the geological sheet-map "Obama". The mudstone part forming a lenticular bed in schalstein and diabase parts, is mostly of black slaty mudstone, rarely accompanied with conglomerate ; fossils are not found in this part. The schalstein part consists of not only pyroclastics but basaltic lava, and the diabase part involves fine-grained and coarse-grained diabase and gabbroic rocks. And they are also more or less altered, forming secondary minerals like those in the Maizuru metamorphics and associated intrusive rocks.
The Paleozoic rocks are roughly divided from south to north according to their geological and structural positions into the following three groups : Paleozoic rocks of the Tamba terrain, Paleozoic rocks of the Maizuru zone and Paleozoic rocks of the northern outside of the Maizuru zone. Paleozoic rocks of the Tamba terrain are a thick accumulation of dark grayish clayslate, grayish or dark grayish sandstone, dark grayish or bluish chert, greenish "schalstein", reddish purple chert (so-called Radiolarian chert), etc. They trend nearly from east to west, and incline nearly vertically or steeply towards the north. In this area fossils are scanty, but in the eastern and southern extensions of these strata fusulinid fossils such as Pseudofusulina japonica (GUMBEL) and Neoschwagerina craticulifera (SCHWAGER) are yielded. So the age of the greater part of the Tamba terrain is inferably lower or middle Permian.
The Kato formation is a phyllitic facies composed of alternations of black phyllitic clayslate and greenish, sheared sandstone. The Oi formation is also a phyllitic facies of the Paleozoic rocks of the Tamba terrain, consisting mainly of black phyllitic clayslate frequently intercalated with sandstone and massive chert.
Paleozoic rocks of the Maizuru zone (Yakuno central zone), mainly composed of alternations of shale and sandstone are called the Maizuru group. Limestone, included in most cases as small lenticular bodies, yields crinoidal stems, bryozoas and corals (Waagenophyllum ? sp.). And the group has thin intercalations of conglomerate or granule-stone, which characteristically contains limestone granules and fusulinid fossils such as Lepidolica toriyamai KAMMERA, in the matrix. The group trends from NE to SW, and generally shows a monoclinic structure inclining northwards. The age of the group is late Permian. Paleozoic rocks at the northern outside of the Yakuno northern zone are divided into the Oura formation and the Maizuru group. The Oura formation is mainly composed of dark grayish clayslate, intercalating thick beds of schalstein and thin lenses of chert. The formation is considerably lower horizon of the Maizuru group.
This rock is found in the Maizuru granite as xenolithic-formed mass. It usually is characteristically ophitic in texture under the microscope, and is mainly composed of plagioclase and augitic pyroxene. Some small masses of the rock are composed of plagioclase and green or brown hornblende, instead of pyroxene, and are not ophitic but rather granular in texture. So they are presumed to be the contaminated rocks by the Maizuru granite. These rocks are, in some places, injected by small dikes of quartz porphyritic rocks.
This rock is intruded into the Paleozoic rocks of the Oura formation and Maizuru group, and is called "sheared granite" or "older granite" at the vicinity of this area. It is white gray in color, mosaic, coarse- or medium-grained, and characteristically protoclastic or cataclastic in texture. Some parts of the rock are adamellitic, and consist of plagioclase, quartz, potassium-feldspar and biotite as principal minerals ; some are trondhjemitic or granodioritic, and consist of plagioclase, quartz and rarely potassium-feldspar and hornblende.
The group is divided lithologically into the following four formations in ascending order :
Hannyaji formation : It is in contact with the Paleozoic rocks by an unconformity in the western neighbouring area. Lower part is composed of conglomerate and sandstone, middle part is of reddish or greenish sandstone, and upper part is of alternations of conglomerate and sandstone. The conglomerate contains no pebbles of igneous rocks. Thickness of this formation is about 180 m.
Fumuro formation : It is composed of alternations of conglomerate and sandstone. Its thickness is about 450 m. Upper part contains limestone pebbles.
Okadashimo formation : It consists of alternations of sandstone and shale, and conglomerate, at the lowest part. The thickness is about 250 m.
Shidaka formation : It is mainly composed of sandstone and shale, and partly of conglomerate. It contains a few beds of anthracite. The sandstone contains the following molluscan fossils as Myophoria tangoensis KAMBE, Peleooneilo sp. etc., and the uppermost shale yields so-called the Shidaka flora (Rhaeto-Liassic ?) including Cladophlebis nebbensis (BRONGN.), Podozamites griesbachi SEWARD, etc. Its thickness is 260 m. The group has a monoclinal structure inclining towards southeast. The age is uncertain as the Shidaka flora does not indicate the correct geologic age.
The formation is mainly composed of dark grayish shale intercalating thin fine-grained sandstone beds. The formation shows a monoclinal structure inclining towards southeast, and is bounded with Paleozoic rocks by a fault. It contains fossils such as "Monophyllites" arakurensis NAKAZAWA, and Psioidea spp., which indicate the lowest Carnian or Ladino-Carnian.
The group is divided into the following four formations in ascending order :
The lower part of the group contains such molluscan fossils as Palaeopharus maizurensis KOB. & ICHI., Lima yataensis NAKAZAWA and Minetrigonia hegiensis SAEKI, and the upper part yields Pseudolimea naumanni KOB. & ICHI., and the fossils indicate the Carnian. The formation shows a monoclinal structure inclining southwards, and is bounded with Paleozoic rocks by faults both on southern and northern sides.
These rocks are intruded, as small masses, along the sheared zones or fault-lines, which are related with the tectonical movements significant for the geologic history of this area especially in late-post Triassic time. They mostly comprise serpentinite and a small amount of pyroxenite, hornblendite and diallage gabbro, which do not always occur together at the same places. Some parts of serpentinite retain the relict minerals, such as olivine and pyroxene, of the original rocks which are presumed to be pyroxene peridotite or dunite. Pyroxenite, hornblendite and diallage gabbro are rather fresh, and are almost unaltered.
The rock intrudes or overlies the Paleozoic Oura formation. It is mainly composed of massive lava (?), and its upper part is of intrusive breccia.
The rock is intruded into the Paleozoic Oura formation. The latter is changed to hornfels in the contact zone, about 1 km in width. This granite which occurs in this area is a marginal facies of Cretaceous granite extending to the north and west, and is medium- or coarse-grained mosaic or porphyritic in texture.
The Uchiura group unconformably overlies Paleozoic and Mesozoic rocks in the northeastern corner of the area, and Atagoyama rhyolite in the northern neighbouring area. It is composed of conglomerate intercalating thin beds of sandstone, mudstone and tuff. In the northern part of the area the group contains molluscan fossils such as Vicarya yokoyamai TAKEYAMA, and so the group is thought to be middle Miocene in age.
The rocks are composed of lower tuff-breccia and upper tuff-breccia. The lower tuff-breccia covers the Paleozoic and Mesczoic rocks and the Uchiura group, and the rock is olivine-bearing augite-hypersthene andesite. The upper tuff-breccia comprises lava and tuff-breccia of which lower part is olivine-bearing augite-hypersthene andesite, and upper part is augite-bearing hypersthene-olivine andesite. The age of eruption of the rocks is presumably Plio-Pleistocene.
The Quaternary sediments comprise the Umezako formation, river-terrace deposits and alluvium. The Umezako formation is composed of gravel and brown clay, and is distributed at the southwestern part of this area, extending to the neighbouring area of "Ooeyama".
Both of the terrace deposits and alluvium are composed of gravel, sand and clay, and the former is distributed along the Kambayashi-gawa (the river) and the latter along the Kambayashi-gawa, Yura-gawa, Isatsu-gawa and others, and also at the coastal plains along the Maizuru bay.
Mineral resources in this area are small in scale. Many years ago, the Maizuru mine worked copper, silver and iron-sulphide ores occurring in diabase or schalstein of the Ichinose group, but closed now. Limestone in the Maizuru group is quarried to produce lime powder at Shimmichi and Kongoin. Coals, intercalated as thin beds in the Nabae group, were worked ten years ago at Matsunoodera, Oyogi and Takatsuki, under the name of "Maizuru coal field". They are low grade in quality and their scales are also small. As building stone, schalstein in the Paleozoic system is quarried on a small scale for local uses.
昭和 36 年 7 月 24 日 印刷 昭和 36 年 7 月 31 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所