地域地質研究報告
５万分の１図幅
高知（13） 第 88, 89 号
地質調査所 地質部 田中啓策
昭和 55 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 III. 白亜～古第三系 四万十累層群 III.1 岩相 III.2 白亜系 III.2.1 中部四万十川層群 III.2.1.1 内海層 III.2.1.2 西海層 III.2.1.3 稲津層 III.2.1.4 宇須々木層 III.2.2 上部四万十川層群 III.2.2.1 城辺層 III.2.2.2 中村層 III.2.2.3 有岡層 III.2.2.4 御荘層 III.2.2.5 山北層 III.2.3 対比 III.3 古第三系 III.3.1 室戸半島層群 III.3.1.1 鹿崎層 III.3.1.2 弘見層 III.3.1.3 来栖野層 III.3.2 宿毛層群 III.3.2.1 中角層 III.3.2.2 竜ヶ迫層 III.3.3 対比 III.4 地質構造 III.4.1 概説 III.4.2 構造区分 IV. 貫入岩類 V. 第四系 V.1 段丘堆積物 V.2 崖錐堆積物 V.3 沖積層 VI. 応用地質 文献 Abstract 図版
図の目次（"*" 付きは写真） 第 1 図 地形区分図 第 2 図 * 荒瀬山西方から宿毛市街地を望む 第 3 図 * 宿毛市藻津における中位砂礫台地 第 4 図 地質略図 第 5 図 構造区分図 第 6 図 * 鹿崎層 S1 部層の剪断泥質岩 第 7 図 * 城辺層 J3 部層の砂岩層中にみられる層内礫岩 第 8 図 * 西海層 N4 部層の砂泥混合層 第 9 図 西海層柱状図 第 10 図 * 西海層 N1 部層の成層砂岩 第 11 図 城辺層柱状図 第 12 図 * 城辺層 J1 部層の砂岩泥岩薄互層 第 13 図 * 城辺層 J1 部層の砂岩層中にみられる斜交葉理 第 14 図 * 城辺層 J1 部層の砂泥混合層 第 15 図 中村層・山北層柱状図 第 16 図 * 中村層 Nk1 部層の砂岩層下面にみられる longitudinal furrows and ridges 第 17 図 有岡層柱状図 第 18 図 御荘層柱状図 第 19 図 四万十累層群の砂岩組成 第 20 図 鹿崎層柱状図 第 21 図 弘見層柱状図 第 22 図 竜ヶ迫層柱状図 第 23 図 * 竜ヶ迫層 T1 部層の成層砂岩 第 24 図 * 竜ヶ迫層 T1 部層の砂岩層下面にみられるフルートキャスト 第 25 図 * 竜ヶ迫層 T1 部層の砂岩層下面にみられる longitudinal furrows and ridges 第 26 図 地質構造図 第 27 図 宿毛市藻津の段丘堆積層柱状図
表の目次 第 1 表 地質総括表 第 2 表 四万十累層群層序区分表
図版の目次 第 Ⅰ 図版 1. 中村層 Nk2 部層産 Inoceramus (Endocostea) balticus toyajoanus NAGAO et MATSUMOTO 2. 中村層 Nk1 部層産 Solenoceras sp. 3. および 4. 城辺層 J1 部層の砂岩層下面にみられる管状化石 第 Ⅱ 図版 1. 竜ヶ迫層 T1 部層の砂岩層下面にみられる 多毛類化石 Nereites murotoensis KATTO 2. 竜ヶ迫層 T3 部層の砂岩層下面にみられる 生痕化石 Acanthorhaphe sp.
地域地質研究報告
（昭和 54 年稿）
５万分の１図幅
高知（13） 第 88, 89 号
本地域は５万分の１地形図「伊予鹿島」および「宿毛」の両地域からなる。 地質図はこれらの両地域に分けたが， 報告は説明の便宜上， 両地域を一括してまとめた。 野外調査は昭和 39 年から 50 年にわたって行われた。
この報告をとりまとめるにあたって， 大阪大学の中世古幸次郎 教授は 四万十累層群の放散虫化石について同定の労をとられた。 また， 同累層群の有孔虫化石の同定については 石油資源株式会社の大倉保 氏から援助をうけた。 四万十累層群の堆積岩の検鏡には， 砂岩・珪長質凝灰岩について それぞれ [ 地質調査所の ] 寺岡易司・角靖夫の両技官の協力を得た。 さらに， 火成岩の検鏡には， 四万十累層群の火山岩礫・同累層群の苦鉄質火山岩類・新第三紀 火成岩について それぞれ [ 地質調査所の ] 山田直利・奥村公男・野沢保の各技官を煩わした。 以上の方々に深甚の謝意を表する。
伊予鹿島・宿毛 両図幅地域の地形は， [ 宿毛図幅地域の ] 北方の宇和島図幅地域内の 高月山 と岩松図幅地域内の 篠山 とを結ぶ N - S 系の山地（新第三紀火成岩体が貫入）が 西方へ傾いて豊後水道に臨んだ沈水地形， 宿毛付近から東へ [ 宿毛図幅の東隣の土佐中村図幅地域内の ] 中村付近にいたる ほぼ E - W 方向の凹地帯（ 中筋 地溝帯）， および 宿毛湾の東岸の沈水地形で特徴づけられる。 両図幅地域は第 1 図に示すような地形区に区分される。
[ 第 1 図に示した ] 宿毛図幅地域の北半部の 篠山 山地（起伏量 150～400 m）， [ 伊予鹿島図幅地域と宿毛図幅地域にまたがる ] 沈降海岸地形を示す 船越 半島（主として 200 m 内外）および [ 宿毛図幅地域の中央やや東部の 大平山 （以下の [注] 参照） の東西に広がる ] 大平山山地（主として 200～350 m）では， 山地の主稜線が地層の一般走向にほぼ一致して大略 E - W 方向に走る。 船越半島の南部や大平山山地では 主稜線がおおむね向斜軸に一致している。
いっぽう 南半部についてみると， [ 宿毛図幅の ] 東隣の土佐中村図幅地域内からつづく上荒瀬山地 [ ← 宿毛図幅地域の東端・南北中央付近の荒瀬山（323 m）を西端とする山地 ? ] ， 白皇 山～中畑山 山地（起伏量 150～300 m） [ ← 白皇山と中畑山は土佐中村図幅地域内で南北に連なる山 ] ， さらに [ 宿毛図幅地域の南東隅から北西方 6 km 内外の ] 芳ノ沢 山地（100～300 m）では 地層の一般走向に調和して山地の主稜線が NE - SW 方向に走るか， あるいは このような方向の稜線が諸所に発達している。 芳ノ沢山地の主稜線は 大部分 向斜軸にほぼ一致している。
主要河川には， 地層の E - W 性の一般走向に調和して流れるものとして 僧都川 [ ← 宿毛図幅地域の北西隅から南東方 7 km の位置に河口がある ] の下流部， これと平行に 城辺 市街地の南側を流れる河川 [ = 惣川 ? ] ， [ 太平山の北方 2 km の ] 一本松の西方から [ 一本松の西南西方 6 km の ] 城辺町 深浦 の湾へ注ぐ河川 [ = 赤木川 ? ] ， [ 宿毛図幅地域の東部・南北中央付近に河口がある ] 松田川の下流部などが目立っている。 宿毛図幅地域北西部の篠山山地を刻む河川は 北西から南東に向かって流れる。 大平山山地では 南北両斜面とも 多くの必従河川がみられる。 宿毛図幅地域東部についてみると， [ 宿毛図幅地域の南東隅から北北西方 5 km 弱の位置に河口がある ] 福良川 以北， [ 岩松図幅地域から南流し 松田川に合流する ] 篠川 以東の区域には全般にわたって谷が樹枝状に発達し， 福良川以南の [ 宿毛図幅地域の南東隅から西北西方 3 km 強の ] 弘見 盆地には求心型の水系模様が認められる。
丘陵・台地および低地を総括した地域（盆地も含む）は 河川または海岸にそって分布する。 城辺台地（丘陵地も含む）， 僧都川沿岸の低地， 松田川沿岸の低地および [ 太平山の南南東方 2.5 km の ] 藻津 丘陵地はほぼ E - W 方向にのび， 後２者は 中筋 地溝帯 [ = 宿毛付近から東へ延びる凹地帯 ] の凹地内に位置する。 [ 宿毛図幅地域の南東隅から北北西方 5 km の ] 小筑紫 丘陵地と弘見盆地は 概略 NE - SW 方向にのびている。 台地には 下位砂礫台地， 中位砂礫台地および上位砂礫台地（またはこれに相当する平坦面）が識別され， 標高は たとえば 城辺台地では それぞれ 5～20 m， 25～40 m， 45～80 m である。 一本松盆地や弘見盆地では 上位台地が他の台地よりも広く発達している。 藻津丘陵地は 標高 100 m 未満のおぼれ谷地形をなしており， ここには中位砂礫台地（第 3 図）も存在する。 河口付近の沖積低地には三角州が形成され， とくに 僧都川の河口付近には 著しく急速に成長する鳥趾状三角州がみられる。 宿毛 市街地の西方 [ = 市役所の 1 km 西方 ] の宿毛貝塚（縄文時代 中・後期）は海抜 2～3 m の地表にある。
断層に規定された地形としては， [ 宿毛図幅地域の北西隅から南東方 6 km 弱の ] 御荘 町の 長崎 付近から [ その東方 1.5 km の ] 平城 をへて [ その東方 2 km 弱の ] 城辺 町 三島 の東方につづく城辺台地の南限， その南側の E - W 方向にのびる船越半島の南岸（城辺町の深浦 [ ← 城辺町 三島の南南東方 2.5 km ] と真浦 [ ← 城辺町 三島の南西方 3.5 km ] ， 西海町の船越の北方， [ 伊予鹿島図幅地域内の ] コケ岬を結ぶ線）， さらに南側の 城辺町 黒崎鼻 [ ← 宿毛図幅地域の中央付近 ] ～脇本 [ ← 黒崎鼻の東北東方 5.5 km or 太平山の南方 1.5 km ] 間の宿毛湾の北岸が E - W 系のものとして注目される。 最後に記した海岸は直線的にのび， 海食崖が著しく発達する。 この海岸の南側を走る断層は 東へのびて， 藻津丘陵地（相対的に軟かいシルト岩からなる）と 北側の大平山山地（相対的に堅い泥岩と砂岩とからなる）との境界をなし， いっぽう西へ向かっては [ 黒崎鼻の西方 3.5 km の ] 当木島 の南側をへて [ 伊予鹿島図幅地域内の船越半島の南端の ] 鼻面岬 の南側へとつづくようで， 中筋地溝帯の北限を画する断層線 ないしは その延長に相当する。 中筋地溝帯の南限は， 両図幅地域内 [ = 宿毛図幅とその東方の土佐中村図幅地域内 ] では断層線として 上荒瀬山地と白皇山～中畑山山地の間を通り， さらに松田川下流に沿いながら宿毛湾に達する。
NW - SE 系の断層地形は [ 宿毛図幅地域の北西隅の ] 御荘湾の入口の 銚子ノ口 ， 黒崎鼻～ [ その北北西方 2.5 km の ] 城辺町 柿ノ浦 間の海岸， [ 宿毛図幅地域の南東部の ] 宿毛市 小筑紫の湾， [ その南西方の ] 海食崖が発達した [ 高知県 ] 大月町 白鼻～ 泊浦 間の海岸などに示されている。
断層に沿う適従谷には [ 宿毛図幅地域の北西部の ] 僧都川の中流部（NE - SW 方向）， [ 宿毛図幅地域の東部の ] 上荒瀬山地の南側を流れる河川（ENE - WSW方向）などがある。
第四紀における地盤昇降運動を証拠づける普遍的な地形としては， [ 1 ] 城辺台地や一本松盆地・弘見盆地に広く発達する海抜 10～130 m の砂礫台地， [ 2 ] 船越半島部の南西側によく連続する海食崖・海食棚（顕礁・暗礁）や奥深い海食洞（ 鹿島 穴 [ ← 鹿島の 穴 ? ; 伊予鹿島図幅地域の北東隅から南西方へ 8 km 前後の位置にある島（鹿島）の海食洞 ] は 奥行が 120 m）， さらに， [ 3 ] 平均深度約 80 m に達する海面下の陸地性侵食地形の３種類の地形があげられる。 さらに， 段丘面の東西方向における高度差からして 「中筋地溝帯」とよぶ凹地帯も 第四紀の後半に沈降運動を行なったと推察されている。
伊予鹿島・宿毛の両図幅地域は 地質構造上 西南日本外帯の 四万十 累帯に位置し， ここに発達する地質系統（第 1 表）は主として白亜～古第三系の四万十累層群である。 さらに， 本地域には第四系も分布し， 新第三紀の貫入岩類の小岩体も露出する。
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
四万十累層群は著しい褶曲をうけ， 多数の断層によって切られ， 顕著な帯状構造を示す。 現在みられる地質構造は 基本的には中新世前期の終りごろに形成された。 四万十累層群のうち 白亜系（上部白亜系 [ = 白亜紀後期 ] ）の部分は 宿毛図幅地域の北部と伊予鹿島図幅地域に， 古第三系の部分は 宿毛図幅地域の南部に分布する。
[ 四万十累層群の ] 白亜系の部分は中部 四万十川 層群と上部 四万十川層群からなる [ 以下の [注] 参照 ] 。 中部四万十川層群は 泥質岩に富む下部と 砂岩に富む上部とに区分されるが， 両図幅地域には 上部だけが分布する。
中部 四万十川層群の上部は 西海 層（厚さ 3,200 m 以上）で代表され， 内海 層・ 稲津 層 および 宇須々木 層もこれに属する。 中部四万十川層群 上部の最上部は ヘトナイ統 下部階に対比されるであろう。 上部四万十川層群は中部四万十川層群に整合に重なり， 下部は泥質岩に， 上部は砂岩に富む。 上部四万十川層群の下部を代表する地層として 北より南へ 城辺 層（厚さ 3,200～3,400 m 以上）・ 中村 層（2,000 m 以上）および 有岡 層（1,300 m 以上）がある。 城辺層には タービダイト砂岩が 他の２層に比べてより多くみられ， 中村・有岡両層の泥質岩にはシルト岩が少なくない。 上記の３層はヘトナイ統 下部階を含み， さらに同統 上部階も含む可能性が強い。 上部四万十川層群の上部は [ 北より南へ ] 御荘 層（厚さ 2,500 m 以上）と 山北 層（500 m 以上）で代表される。
[ 四万十累層群の ] 古第三系の部分は 室戸半島 層群（始新～漸新統）と上位の 宿毛 層群（おもに漸新統）に分けられる。 室戸半島層群は [ 北より南へ ] 弘見 層（厚さ 4,200 m 以上）とその相当層の 鹿崎 層（1,900 m 以上）および 上位とみなされる 来栖野 層に区分される。 弘見層と鹿崎層はおもに泥質岩からなり， 砂岩を伴い， 弘見層には苦鉄質火山岩類がみられる。 来栖野層は宿毛図幅地域内においてごく狭く分布し， 泥質岩および砂岩からなる。 宿毛層群に属する地層には 中角 層（厚さ 800 m 以上）と上位の 竜ヶ迫 層（1,300 m 以上）がある。 中角層はおもにシルト岩からなり， 竜ケ迫層は泥岩および砂岩からなる。
新第三紀貫入岩類としては 花崗岩質岩石・ 石英閃緑岩・ 閃緑岩・ 石英斑岩および安山岩の小岩体が 四万十累層群中に貫入している。 これらの貫入時期は中新世中期と考えられる。
第四系はおもに段丘堆積層および沖積層として発達し， 砂・礫・粘土からなる。
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
伊予鹿島・宿毛両図幅地域の四万十累層群（第 4 図）の層序は 第 2 表のようにまとめられる。 四万十累層群地域は 北より南へ 宇和 帯・ 中筋 帯および 清水 帯に区分される（第 5 図）。 本累層群のうち 白亜系の部分は古第三系の部分よりもはるかに広い面積を占め， 前者 [ = 四万十累層群の白亜系の部分 ] は宇和帯と中筋帯の北～中部に， 後者 [ = 四万十累層群の古第三系の部分 ] は中筋帯の中～南部と清水帯に分布する [ 以下の [注] 参照 ] 。
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
| 第四系（冲積層） | |||
| 新第三紀 貫入岩類 | ||||
| 宿毛層群 | 古第三系 | |||
|
| 室戸半島層群 | |||
| 苦鉄質火山岩類 | ||||
| 上部 | 上部 四万十川層群 | 白亜系 | ||
| 下部 | ||||
| 中部 四万十川層群 | ||||
|
| 宇和 帯 | |||
| 御荘 亜帯 | 北部 | 中筋 帯 | ||
| 城辺 亜帯 | ||||
| 柿ノ浦 亜帯 | ||||
| 西海 亜帯 | ||||
| 山北 亜帯 | 中部 | |||
| 篠山 亜帯 | ||||
| 稲津 亜帯 | ||||
| 宇須々木 亜帯 | ||||
| 鹿崎 亜帯 | ||||
| 中角 亜帯 | 南部 | |||
| 竜ヶ迫 亜帯 | ||||
| 弘見 亜帯 | 清水 帯 | |||
| 来栖野 亜帯 | ||||
四万十累層群を構成するおもな岩相として 泥岩相・ シルト岩相・ 砂岩泥岩薄互層相・ 砂岩泥岩厚互層相および砂岩相が識別され， きわめて従属的なものとしては 礫質岩・ 石灰岩・ チャート・ 珪長質凝灰岩・ 苦鉄質火山岩類（いわゆる緑色岩類）がある。 さらに， 異常堆積層ないしスランプ層もときおり認められる。 以下， これらの岩相の主として肉眼的性状について述べる。
泥岩相 : 数 10～100 m ないし それ以上の厚層として発達する。 泥岩は灰黒～黒灰色を呈し， 粒度の点では 一般に シルト質粘土岩～粘土質シルト岩で代表され， まれに粘土岩である。 概して頁岩質である。 ふつうは 成層（単層の厚さが 一般に 数～数 10 cm）しており， しばしば 粒度差による葉理を顕著に示し， 他方 塊状（無層理 ; 単層の厚さが 300 cm 以上）のこともある。 細粒～極細粒砂岩， さらに 粗粒シルト岩の葉層をひんぱんに挟有し， 葉理がよく発達した泥岩を ここでは「葉理砂質泥岩」とよぶことにする。 いっぽう， 均質な泥岩もみられる。 石灰質団塊をまれに含む。 苦鉄質火山岩類（緑色岩類）を伴う地層群（弘見層の一部）, およびその相当層（鹿崎層の一部）では 泥岩がしばしば粘板岩化しており， ときには むしろ 千枚岩質といってよい場合もあり， あるいは しばしば剪断ないし破砕されている。 剪断や破砕をうけていない泥岩（シルト岩も含む）についてみると， 白亜系部分のものは 古第三系部分のものに比べて 一般に固結度がより高い。 古第三系の泥岩（シルト岩も含む）は 全体として白雲母砕屑粒をかなり含んでいる。 これに反して， 白亜系の泥岩には 白雲母砕屑粒が 例外的に 少量含まれていることもあるが， 一般にはほとんど認められないか， あるいは ごく微量である。
泥岩相は 泥岩勝ち砂岩泥岩薄互層相とともに, しばしば ブーディン性の岩塊（おもに砂岩）を含み， また， ときおり大きさ数～10 m の孤立した砂岩レンズを含んでおり， 泥岩自体が 剪断ないし破砕されている。 このような現象は， とくに 中筋帯の中部以南の宇須々木層や中村層・弘見層・鹿崎層にひんぱんにみられ， さらに 竜ヶ迫層にもときどき認められる（第 6 図）。 この種の地層は, 一見 後述の砂岩岩塊を無秩序に多数含む砂泥混合層（スランプ層の１種）に似ているが， スランプ構造（たとえば褶曲・スランプボール）の欠如などによって 後者 [ = 後述の砂岩岩塊を無秩序に多数含む砂泥混合層（スランプ層の１種）? ] とは区別され得る。
シルト岩相 : 数 10～100 m ないしそれ以上の厚層として発達するが， 量的には 上記の泥岩相よりもはるかに少ない。 シルト岩は暗灰色を呈し， おおむね塊状で， 風化すると しばしば玉ねぎ状構造を呈し， 部分的に頁岩質となり， また成層している。 石灰質団塊をまれに含む場合がある。
砂岩泥岩 薄互層相 : 泥岩相中に数 10 m の厚層として発達するほかに， 砂岩泥岩 厚互層を構成する泥岩部中にもみられる。 砂岩・泥岩各部の厚さは数～数 10 cm で， 砂岩勝ちのこともあれば 泥岩勝ちのこともある。 砂岩部はおおむね細粒， ときどき 中粒 あるいは 極細粒で， ふつうは 平行葉理がよく発達し， しばしば 斜交葉理（セットの厚さは数 cm 以下）やコンボルート葉理を示し， また級化層理も認められ， 下位の泥岩部とは明瞭に画され， しばしば上位の泥岩部に漸移する。 この種の砂岩は タービダイトとみなされる。 泥岩部は葉理砂質泥岩のことが多い。
砂岩泥岩 厚互層相 : 砂岩部・泥岩部の厚さが 数 m から 10 m 前後に及ぶ。 砂岩が泥岩よりも優勢な場合もあれば， 逆の場合もある。 砂岩の性状は 次記の塊状砂岩相や成層砂岩相の場合に似るが， 塊状砂岩に比べて 全体として粒度がより細かく， 含有する泥岩同時礫の量も少ない。 泥岩部は 一般に葉理砂質泥岩で代表されるが， 砂岩と薄く互層する場合もある。
砂岩相 : 数 10～100 m ないし それ以上の厚層として発達する。 砂岩は 一般に灰～暗灰色を呈し， 粗粒から細粒にいたる種々の粒度を示し， ときどきかなり泥質となっている。 ただし， 古第三系部分（たとえば竜ケ迫層）には, かなり石英質となって灰白色を帯びる砂岩もみられる。 砂岩は塊状（無層理）の場合もあれば， 成層する場合もあり， 後者 [ = 成層した砂岩 ] では 厚さ 10 cm 前後 ないし それ以下の泥岩薄層をはさむことがある。 塊状砂岩相は ときどき泥岩同時礫を多く含み， また ときおり細礫質となる。 成層砂岩相にはしばしば級化層理が発達し， また 砂岩単層の上部には 平行葉理や斜交葉理・コンボルート葉理が発達し， さらに 単層下面には ときどき フルートキャスト・ グループキャストなどのソールマークが認められる。 この種の砂岩は タービダイトとみなされる。 いっぽう， 斜交層理（セットの厚さは 数～30 cm）もまれに存在する。 さらに， 成層砂岩相や前記の砂岩泥岩 薄互層を構成する 砂岩単層の下面あるいは上面には ときおり生痕化石が観察される。 白亜系部分の砂岩は 古第三系部分の砂岩に比べて 概して基質に富むが， 石英に乏しく， また 後者 [ = 古第三系部分の砂岩 ] には 白雲母が多い といったちがいがある。 ただし， 古第三系には 累層によって 白亜系砂岩に似た組成をもつ砂岩もある。
礫質岩 : 塊状の中～粗粒（部分的に極粗粒）砂岩は, ときおり 数 10 cm～数 m の部分において礫質となっている。 礫は比較的よく円磨されており， ふつうは細礫であるが， ときには小さい中礫も少なからず含む。 礫種は 砂岩・ 粘板岩・ チャート・ アプライト・ 流紋岩・ デイサイト・ 安山岩・ 石英岩などである。 泥岩同時礫が密集した砂岩（層内礫岩にあたる）がときどき認められ， 3 m 内外の厚さに達することがある（第 7 図）。 泥岩同時礫に富むほかに 外来礫（一般に細礫ないし中礫大）も含み， 基質が部分的に泥質となる 淘汰の悪い礫質砂岩も知られており， このものはフラクソ タービダイト（fluxo turbidite）とみなされよう。 異常堆積に由来する礫質岩については あとで言及する。
石灰岩 : 泥岩相やシルト岩相中に小レンズとして ごくまれに含まれる。 灰白色を呈し， 最大のものは 厚さ 2 m 内外， 延長 5 m 内外である。 なお， [ 宿毛図幅の ] 東隣の土佐中村図幅地域内には より規模の大きい岩体（厚さ 50 m， 延長 200 m）も知られている。
珪質岩 : 厚さ数 m 以下の珪質泥岩 ないし 珪質頁岩が ときどき泥岩相中に挟在する。 鏡下では すべて 凝灰岩起源のものと判定されない。 珪質岩は 上方・下方あるいは側方へ向かって泥岩に移化し， 側方への連続性は大きくなく， 一般にレンズ状を呈する。 概して灰～暗灰色， ときに淡青灰色を呈し， 塊状のことが多いが， ときどき 葉理を示したり 数～10 cm に成層する場合もある。 放散虫化石を多量に含むものがある。 なお， [ 宿毛図幅の東隣の ] 土佐中村図幅地域の西縁部では， 厚さ数 10 m ないし それ以上の 淡灰～淡青灰色を呈する珪質頁岩が 苦鉄質火山岩類に伴っている。
凝灰岩 : 珪長質凝灰岩 [ tf ] が いくつかの層準において 泥岩相中に挟在し， 厚さは 数 10 cm から数 m にわたる。 灰白～灰色や緑灰色で， 一般に細粒・緻密な外観を呈し， 塊状のものもあれば 葉理や より厚い層理（しばしば級化層理）を示すものもある。 凝灰質泥岩や凝灰質砂岩を伴うことがある。 ガラス質・ガラス質～結晶質， あるいはビトロクラスチック組織を示し， 一般に流紋岩～デイサイト起源， 一部は 安山岩起源のものと考えられる。
苦鉄質火山岩類 [ b ] : 弘見層のみにおいて 泥岩相中に数枚知られている。 厚さは 10 数～数 10 m に達するが， 側方への変化が著しい。 帯緑色の溶岩 および 赤紫色～帯緑色を呈する細粒の火砕岩（おもに凝灰岩）からなり， 後者を主とする。 これらは玄武岩質のものである。
異常堆積層 : 砂泥混合層とスランプ性褶曲層で代表される。 これらは ときどき 泥質岩卓越相中に発達し， 概して 数～10 m 内外の厚さをもち， ときどき相伴っている。 砂泥混合層（第 8 図）は 海底土石流起源の砂と泥とが雑然と混合した淘汰の悪い堆積物で， しばしば スランプ起源の岩塊（一般に砂岩で 一部は泥質岩）を多数含み， また スランプ構造（褶曲・スランプボールなど）を示すことがある。 この種の堆積物に 外来の 中礫大（一部は大礫大）の円礫を 多かれ 少なかれ含有しているものは「含礫泥岩」ないし「含礫シルト岩」とよばれる。 礫種は上記の礫質岩の場合と同じである。 海底地すべり起源のスランプ性褶曲層は, 一般に葉理砂質泥岩相や 砂岩泥岩 薄互層相の中にみられる。
四国の四万十累層群中の白亜系の部分は四万十川層群と総称されている（甲藤， 1961）。 とくに 四国 西部の四万十川層群については， 概観すると 下部から上部へ向かって堆積物が粗粒化し， 堆積環境が 相対的に 深い海から浅い海へと変化するような堆積輪廻が 少なくとも３回認められる。 これによって 白亜系の部分は 下部 四万十川層群・ 中部 四万十川層群 および上部 四万十川層群に大別することができる（田中， 1977 ; 第 1 表）。
下部四万十川層群は， 判明している限りでは 宮古統（おそらく 上部階 上部を除く）に対比され， 年代の下限は未詳であるが， より古い年代の地層を含む可能性がある。 中部四万十川層群は おもにギリヤーク～浦河統に対比され， 下限は 宮古統 上部階 上部に及び， 上限は おそらく ヘトナイ統 下部階の下部に達するであろう。 上部四万十川層群はヘトナイ統に対比される。 以下， ここに提示した一般層序区分の概要について述べる（第 1・2 表）。
四万十累層群の最下部とされている 堂ヶ奈路 層（甲藤，1961 ; 「 半山 層」を含む）は むしろ 砂岩に富み， また 浅海生化石（石灰藻・ヒドロ虫類・サンゴ）を含む石灰岩レンズをはさむ。 この地層が下部四万十川層群の上部を代表する。 同層群の下部を代表する地層の存在は必ずしも明らかでないが， もし どこかに露出しているとすれば， それは泥質岩（チャートを伴う）を主とする地層と期待される。 これに関連して， ジュラ紀 後期のチトン期（Tithonian）や 白亜紀前期の前～中葉のネオコム期（Neocomian）の 放散虫化石群集が徳島県下で報告されている点（中世古ほか， 1979）が注目される。
堂ケ奈路層の上位にくるとされている 須崎 層（甲藤， 1961）は 泥質岩に富み， 特徴的に苦鉄質火山岩類やチャートを伴い， 堂ケ奈路層に比べてより深い相を示す。 したがって， 須崎層は 上位の堆積輪廻層， すなわち中部四万十川層群の下部を代表することになる。 いつぽう， 中部四万十川層群の上部は 砂岩が卓越するフリッシュ相の 野々川 層（甲藤， 1961 ; 宿毛図幅地域の内海層を含む）や， 浅海 成粗粒堆積物・含化石 浅海成シルト岩に富む 宇和島 層群で代表される。 伊予鹿島・宿毛両図幅地域の西海層（稲津層および宇須々木層を含む）も 中部四万十川層群の上部に属し， これらの地層では砂岩が卓越し， 珪質岩は たとえ存在しても きわめてまれであり， 貧弱でもある。 なお， 野々川層には まれに苦鉄質火山岩類が挟在している。
伊予鹿島・宿毛両図幅地域の城辺層（西海層に整合に重なる）， および宿毛図幅地域の中村・有岡両層（東隣の土佐中村図幅地域内にも分布する）は, 主として泥質岩からなる。 これらの地層は 第３番目の堆積輪廻層， すなわち 上部四万十川層群の下部を代表する。 城辺層には 珪質岩は 全体として わずかではあるが， 西海層の場合に比べて はるかにより多くの層準に挟在している。 上部四万十川層群の上部は 宿毛図幅地域の御荘・山北両層で代表され， 砂岩に富む。
中部四万十川層群は その上部だけが 城辺 [ ← 地名としては 城辺乙 と 城辺甲 の２カ所がある ; 宿毛図幅地域の北西隅から南東方 7 km の 平城 の東方 1.75 km 付近 ] の北方 [ ← 宿毛図幅地域の西部の北端付近 ] ， 船越 半島 [ = 宿毛図幅地域の北西隅から南方 6 km 強の船越が「つなぎ目」になっている半島 ] の南部 [ ← 宿毛図幅地域と伊予鹿島図幅地域にまたがる地域 ] および宿毛湾の北岸に ４列 [ = 内海層（北列）+ 西海層（中列） + 稲津層（南列） + 宇須々木層（最南列） ] に分かれて分布する。 [ 伊予鹿島および宿毛の ] 両図幅地域の中部四万十川層群 上部は 砂岩に富む中列の 西海 層で代表され， [ 宿毛図幅地域にのみ分布する ] 北列の 内海 層・南列の 稲津 層 および 最南列の 宇須々木 層もこれに属する。
なお， 伊予鹿島図幅地域内において [ 船越半島の南西端の ] 高茂 岬の南方沖合の小島 [ = 地ノ磯と沖ノ磯 ] に露出する砂岩泥岩厚互層を未区分層 [ Sm ] として扱う。 この地層群は 孤立して露出するために正確な所属が明らかでないが， 分布・構造的位置・岩相などからして 中部四万十川層群の一員とみなされる。
本層は 宿毛図幅地域の北西部から [ 宿毛図幅の ] 北側の岩松図幅地域にかけての宇和帯に分布するが， 岩松図幅地域では分布がまだ充分に明らかにされていない。 [ 城辺地域の北東の ] 僧都川の沿岸や [ 宿毛図幅地域の北西隅付近の ] 御荘 町 室手 の北方の海岸道路沿いによく露出している。 本層は砂岩および泥質岩からなる。 北方の隣接地域 [ = 岩松図幅地域 ] を予察した限りでは， 全体として 砂岩の方が泥質岩よりも卓越している。 本層は 宿毛図幅地域に関する限りでは 岩相上は下位から U1～3 の３部層に区分される。
U1 部層 [ 以下の [注] 参照 ] : おもに頁岩質泥岩（概して葉理砂質）からなり， 塊状・細～中粒砂岩厚層や砂岩泥岩厚互層を伴う。
U2 部層 : 砂岩を主とする。 砂岩は ふつうは塊状であるが， ときどき 0.1～1 m の厚さに成層し， 一般に中粒ないし細粒であり， 部分的に粗粒となる。 砂岩泥岩厚互層や頁岩質泥岩の厚層が伴われる。 厚互層をなす砂岩では 単層の最上部に葉理が発達している。 泥岩は ふつうは葉理砂質である。 石灰岩の小レンズが [ 僧都川の支流の ] 長月川の上流にみられる。 この石灰岩は 長さ 2 m 内外， 延長 5 m 内外で， 黒雲母花崗岩 [ G ] の接触変成作用をうけ， スカルンを生じている。 厚さは 400 m 以上である。
U3 部層 : 頁岩質泥岩（ふつうは葉理砂質）で代表され， 砂岩泥岩厚互層を伴い， ごくまれに塊状中粒砂岩厚層を挟有する。 厚さ約 1.5 m の細かく成層した灰白色の珪長質凝灰岩 [ tf ] が認められる。 これは 鏡下では 多量の火山ガラスと少量の斜長石・石英・黒雲母からなる。 厚さは 300 m 以上である。
本層は 宿毛図幅地域の西縁部と伊予鹿島図幅地域の南部にまたがる
船越半島の南部を占めながら 中筋帯の北部の西海亜帯
[
第 5 図
]
に分布する。
ここでは 大局的にみて １向斜構造をなしている。
さらに 北側の城辺亜帯にもごく小範囲に分布する。
上記の半島
[
← 船越半島
]
の西岸 および 南岸の道路（
[
伊予鹿島図幅地域内の
]
西海町
外泊
[
← 伊予鹿島図幅地域の北東隅から南南西方 7.5 km
]
～
[
宿毛図幅地域内の
]
同町
武者泊
[
← 宿毛図幅地域の南西隅から北方 8 km 強
]
間）によく露出している。
本層は全体として砂岩に富み，
下限は不明であるが，
積算層厚は 3,200 m 以上に達する。
本層は 岩相上で 下位から N1～6 の６部層に区分され（第 9 図），
N2 部層は 他の部層とちがって おもに泥質岩からなる。
西海層は 砂岩に富む点で 内海層に似ている。 しかし， 西海層の砂岩は細粒の場合もあるが， 中粒のことが多く， いっぽう 内海層の砂岩は細粒ないし中粒であるが， むしろ細粒の場合が多い。 さらに， 粗粒あるいは細礫質の砂岩は 内海層よりも西海層に より多くみられる。
N1 部層 [ 以下の [注] 参照 ] : 主として砂岩厚層および砂岩頁岩質泥岩厚互層からなる。 砂岩は ふつうは中粒， 一部が粗粒であり， 概して塊状であるが， ときどき 0.3～3 m の厚さに成層し（第 10 図）， 級化層理を示す。 成層砂岩では 単層の最上部にときどき葉理が発達し， また コンボルート葉理も認められる。 砂岩は ときどき 泥岩同時礫を多く含んでいる。 本部層の中部の粗～極粗粒砂岩には細～中礫が含まれる。 なお， ところどころに砂泥混合層が認められる。 本部層の厚さは 900 m 以上である。
N2 部層 : おもに頁岩質泥岩（しばしば葉理砂質）からなり， 塊状の， あるいは 1～3 m の厚さに成層する 中～細粒砂岩厚層や泥岩勝ち砂岩泥岩厚互層をわずかに伴う。 泥岩は しばしば層理がよく発達している。 一部に砂泥混合層が挟在する。 分布地域周辺の構造が複雑なために 厚さは明らかでないが， 少くとも 300 m 以上と推定される。
N3 部層 : 塊状砂岩厚層と砂岩勝ち砂岩泥岩（頁岩質）厚互層からなり， 前者の方が後者よりも優勢である。 砂岩は概して中粒， 一部は細粒であるが， 塊状砂岩は部分的に粗粒で， 細礫質となり， 泥岩同時礫に富むことがある。 厚さは 300 m 以上である。
N4 部層 : おもに泥岩勝ち砂岩泥岩厚互層と砂岩厚層からなり， 前者は西に， 後者は東に卓越している。 頁岩質泥岩（おおむね葉理砂質）の厚層も存在し， 本部層の最上部約 60 m は頁岩質泥岩からなる。 砂岩厚層は 塊状のこともあれば 0.3～3 m の厚さに成層することもある。 成層砂岩（ときどき級化層理を顕著に示す）の厚層が 下位や上位の諸部層よりもひんぱんにみられることが 特徴的である。 厚層をなす砂岩は 中～細粒， 一部は粗粒であり， さらに 塊状砂岩では 部分的に細礫質となり， 成層砂岩では 単層の最上部にときどき葉理がよく発達している。 砂岩は かなり泥質となっている場合が少なくない。 砂泥混合層（厚さ数～10 m）やスランプ性褶曲層（厚さ 2～3 m）が ときおり認められる。 厚さ 1 m 内外の細かく成層した灰色珪質頁岩が ごくまれに挟在する。 構造が複雑なために 層厚は明らかでないが， 少なくとも 600 m 程度と算出される。
N5 部層 : 主として砂岩厚層と砂岩泥岩厚互層からなる。 砂岩厚層は N4 部層のものに比べて塊状のことが多い。 砂岩は中～細粒で， 一部は粗粒となり， また細礫質であり， ときどき泥岩同時礫に富む。 泥岩は頁岩質であり， 一般に葉理砂質である。 一部に砂泥混合層が挟在する。 厚さは 800 m 以上である。
N6 部層 : 砂岩厚層と砂岩泥岩厚互層を主とする。 砂岩厚層は ふつうは塊状で， 中粒， 一部は 粗粒または細粒で， ときに細～中礫を含む。 しかし， N5 部層とちがって 本部層では 砂岩厚層が しばしば 0.2～3 m の厚さに成層し， また 葉理の発達した砂岩と泥岩の薄互層（砂岩が泥岩よりも優勢）がときどきみられる。 泥岩は頁岩質であり， しばしば葉理砂質である。 スランプ性褶曲層や砂泥混合層がときどき認められる。 本部層の厚さは 300 m 以上である。
本層は [ 宿毛図幅地域の中央やや東部の ] 宿毛湾の北岸西部の中筋帯 中部 稲津亜帯 [ 第 5 図 ] に分布する。 北側の城辺層 [ J1～6 ] と中村層 [ Nk1～4 ] および 南側の有岡層 [ A1～3 ] とは断層で境され， 北傾斜の同斜構造をなしている。 [ 宿毛図幅地域の中央付近の ] 城辺町 稲津の北方や [ その西方 3 km 弱の ] 城辺町 大浜の南方海岸に好露出がみられる。
本層は 主として砂岩泥岩 厚互層および砂岩 厚層からなり， 頁岩質 葉理砂質 泥岩厚層を伴い， さらに砂岩泥岩 薄互層も部分的に厚く発達する。 砂岩厚層は中粒ないし細粒， 一部は粗粒であり， 一般に塊状である。 スランプ性褶曲層が一部に挟在している。 下限・上限はともに断層のために不明で， 厚さは 700 m 以上である。
本層は [ 宿毛図幅地域の中央やや東部の ] 宿毛湾の北岸東部の中筋帯 中部 宇須々木亜帯 [ 第 5 図 ] に分布する。 北側および東側の有岡層 [ A1～3 ] とは断層で画され， 南部では小規模の褶曲構造を示すが， 全体としては北傾斜の同斜構造を呈している。 [ 宿毛図幅地域の東部・南北中央の ] 宿毛市 宇須々木付近および [ その南西方 2 km 弱の ] 大藤 島 [ ← 大藤 島 ? ] によく露出する。
本層は頁岩質泥岩・泥岩勝ち砂岩泥岩 薄互層および厚互層・砂岩それぞれの厚層からなり， これらは 量的にほぼ同じである。 本層の下部（地質図で示した推定断層以南の区域 [ ← 宇須々木とその南西方 1 km 弱の 桐島 の間を東西に走る断層の南側の区域（大藤島がある区域）? ] の大部分に分布する）では 上部に比べて砂岩が多い。 下限・上限はいずれも観察されず， 900 m 以上の厚さを有する。
厚層をなす砂岩は 一般に塊状， 中粒で， ときどき粗粒ないし極粗粒となり， また ときおり斜交層理（セットの厚さは 10 数～30 cm）を示す。 砂岩泥岩薄互層中の砂岩にも まれに斜交層理（セットの厚さは 10～20 cm）が認められる。 薄互層をなす砂岩は葉理を示すことが多く， 泥岩はしばしば葉理砂質である。 本層上部の砂岩厚層はときどき礫質となる。 この種の礫質砂岩は 細礫ないし中礫大（まれに大礫大）の外来円礫を含み， 淘汰不良で， 基質は部分的に泥ないし砂質泥となり， 泥岩同時礫に富み， さらにスランプボールを含む。 このような礫質部の厚さは 1～2 m である。 礫種としては チャート・砂岩のほかに 流紋岩凝灰岩・ 変質輝石安山岩・ 石質～結晶質凝灰岩が認められる。 上記の礫質砂岩はフラクソ タービダイト [ fluxo turbidite ] とみなされる。 厚さ数 m の砂泥混合層や スランプ性褶曲層が ところどころに存在する。 厚さ数 m の珪長質凝灰岩 [ tf ] や 厚さ約 1 m の凝灰質泥岩もはさまれる。 鏡下では 凝灰岩はガラス質で， 著しく多量の火山ガラス， 少量の斜長石・石英および微量の黒雲母からなる。
宿毛市 池島 [ ← 宿毛図幅地域の東端・南北中央の宿毛の西南西方 4.5 km ] において, 本層から 生痕化石の Terebellina shikokuensis KATTO の産出が知られている（甲藤， 1977c）。 さらに， 宿毛市 大藤島の泥岩から 下記の放散虫化石がみいだされた。
上部四万十川層群は 南北両側の中部四万十川層群分布地域にはさまれて [ 伊予鹿島・宿毛の ] 両図幅地域の北半部に より広く分布している。 上部四万十川層群の下部は 堆積相の差異から南北方向に３層（累層単位）に区分される。 北列の 城辺 層・中列の 中村 層 および 南列の 有岡 層で代表され， おもに泥質岩からなり， 積算層厚は 3,400 m 以上に達する。 同層群の上部は 御荘 層 および 山北 層で代表され， 砂岩に富み， 積算層厚は約 2,500 m 以上である。 上部四万十川層群は 中部四万十川層群の上部を整合におおう。
城辺層には しばしばタービダイト相が発達する。 いっぽう， 城辺層の南側に分布する中村層では, 城辺層に比べてタービダイト相の発達がきわめて悪くなり， また 泥質堆積物がはるかに優勢で， しかも 城辺層と異なって 粗い泥質岩（シルト岩）がしばしば発達する。 中村層の南側に分布する有岡層は 岩相上は 城辺層と明瞭に異なり， 中村層に酷似する。 また， 有岡層には 中村層に比べて粗い泥質岩（シルト岩）がより厚く発達し， また 宿毛図幅地域のほかに [ 宿毛図幅の東隣の ] 土佐中村図幅地域内においても, 礫岩（少なくとも一部はフラクソタービダイト性）が より多くの層準に挟在する。 さらに， 海生軟体動物化石は 城辺層よりも中村層により多くみいだされている。 城辺層では イノセラムスがアンモナイトに比べて圧倒的に多いが， 中村層では イノセラムスのほかに多種のアンモナイトが 少なからず産出しており， しかも アンモナイトでは 殻の巻きがとけた異常型のものが目だって産出しており， とくに Baculites が密集して含まれていることがある。 以上のような化石の産状は， たとえば 本邦の他地域の白亜系にみられる傾向からしても， 中村層が城辺層に比べて より浅海に堆積したことを示唆するであろう。
以上に述べたことからわかるように， 供給源地に より近い堆積相が, 北から南へ向かって 城辺・中村・有岡層の順により著しく発達するようになる。 これに関連して， 粗粒砕屑物を堆積した側方流（主として混濁流）に由来する流向が, 城辺層では すべて南向き系統に属し， 中村・有岡両層では 北向き系統に属する点が注目される（田中， 1977）。 要するに， 概括的には 北の城辺層は より深い中軸相， 南の有岡層は 大部分がより浅い縁辺相を示し， 中村層は 中間的な堆積相を示しているといえよう。 以上のことから， 上記の諸層の堆積中の少なくとも一時期には， 北方の主要陸地とは別に 南方隆起帯（おそらく陸地）が存在した可能性が考えられる。 城辺層と御荘層では 東から西へ向かって砂岩の量が減少し， 粒度が細かくなっていく。 このような側方変化は， 両層に関して粗粒砕屑物を堆積した軸流（混濁流）が東から西へ向かう傾向と調和している。 同じようなことは 中村層についても指摘される。 さらに， 山北層に関する軸流も東から西へ向かい， 中部四万十川層群の上部の西海・稲津両層についても同様である。
本層は 宿毛～伊予鹿島図幅地域において, 中筋帯の北部の城辺亜帯と柿ノ浦亜帯にかけて分布する [ 第 5 図 ] 。 四万十川層群の諸累層の中でもっとも広く分布し， 北側の [ 上部四万十川層群の上部の ] 御荘 層と 野々川 層（甲藤（1961・1969）; 野々川層は 伊予鹿島・宿毛 両図幅の地域外に分布する）， 東側の中村層と山北層， および 南側の稲津層と断層で接する。 基本的には１背斜・１向斜構造を形成し， 大きくみると 北に向かって上位層が分布する。 [ 宿毛図幅地域の北西隅から南東方 11.5 km の ] 一本松町 西組 付近から [ その南西方 1.5 km の ] 城辺町 岩水 の南東方の山道にかけて， また， [ 伊予鹿島図幅地域内の北東隅から南南西方 4 km の ] 御荘町 中浦 の半島の西岸などによく露出している。 本層は西海層に整合に重なり， 全体として泥質岩に富む。 上限は観察されないが， 積算層厚は 3,200～3,400 m 以上である。 本層は 岩相により 下位から J1～6 の６部層に区分される（第 11 図）。 J2 部層が最も細粒相に富み， J1・J3 両部層には 他部層に比べて砂岩が多い。 J1～5 の各部層では 東から西へ向かって砂岩の量が減少し， J2 部層では 砂岩の粒度も減少し， J3～5 の各部層では 層理の発達も良くなっていく。 J1・J2 両部層から 大型動物の化石がみいだされている。
J1 部層 : 頁岩質泥岩（他の岩相よりも優勢）・ 砂岩・ 砂岩泥岩 厚互層・砂岩泥岩 薄互層のそれぞれの厚層の交互層からなる。 頁岩質泥岩は 葉理砂質のことが多い。 砂岩厚層は おもに塊状， 中粒であるが， ときどき粗粒となり， ときには 0.2～3 m の厚さに成層して 葉理や級化層理を示し， あるいは斜交層理（セットの厚さは たとえば 10～15 cm）をもち， また細礫質のこともある。 砂岩泥岩 薄互層（第 12 図）をなす砂岩には しばしば葉理が顕著に発達し， また ときおり級化層理を示す。
厚さ 3～10 m の灰～灰白色の凝灰岩 [ tf ] が１ないし２層準にはさまれる。 凝灰岩は 鏡下ではガラス質で， 著しく多量の火山ガラスと少量の斜長石・石英・黒雲母からなり， 珪長質である。 さらに， 厚さ 2 m の礫岩が本部層の下部に挟在する。 この礫岩は 淘汰不良で， 基質が ふつうは砂質であるが， しばしば かなり泥質を帯び， 礫は中礫大の円～亜角礫で 大礫もみられる。 礫種には 砂岩・ チャート（ともに多い）・ 粘板岩・ 泥灰岩・ 花崗岩・ アプライト・ 流紋岩溶岩・ 黒雲母流紋岩凝灰岩・ 変質 角閃石デイサイト溶岩・ 変質安山岩・ 石英岩がある。
城辺町 天嶬鼻 [ ← 宿毛図幅地域の北西隅から南東方 10.5 km ] 付近の海岸に露出する本部層の上部（厚さ 200 m あまり）について， 層序と上方への粗粒化堆積などの堆積上の特徴 [ 第 13 図 ] が 岡田（1971）によって詳しく紹介されている（ [ 岡田（1971）が記載した ] 細分層 g は J1 部層の上限の砂岩にあたる）。
本部層の厚さは 700 m 以上である。
J1 部層の上限を占める塊状砂岩厚層の厚さは 分布地域の最東部では 70 m， 東部では 40～50 m であるが， 西半部では 20～30 m に薄化する。 この上限の砂岩は 部分的に細礫ないし中礫質となっているが， 本部層の下部の礫岩と同様に このような礫質部は 城辺町 深浦 [ ← 宿毛図幅地域の北西隅から南東方 10.5 km ] 以西にはみいだされなかった。 砂泥混合層（第 14 図）が 分布地域の中～東部において ところどころに存在し， 厚さは 4 m 未満であるが， 最東部では 10 m に達するものがみられる。 分布地域の西半部では 東半部に比べて 泥岩が よりよく発達している。 厚さ 0.5～1.5 m の珪質泥岩が ごくまれにみいだされる。
一本松町 奈路 [ ← 大平山の西北西方 2 km ] の南方より Inoceramus (Endocostea) balticus toyajoanus NAGAO et MATSUMOTO および Inoceramus sp. が産する（NAGAI et al.， 1962）。 さらに， 天嶬鼻では 泥岩と薄互層をなす砂岩の下面に Torlessia または Terebellina に酷似する 管状化石（径 1.5 mm 内外で長さ数 cm）が 少なからず みいだされる（ [ 巻末の ] 第 Ⅰ 図版 3 および 4）。
J2 部層 : おもに頁岩質葉理砂質泥岩（しばしば層理がよく発達）からなり， 砂岩泥岩 厚互層や薄互層の厚層を伴う。 薄互層をなす砂岩には ときどき級化層理や葉理がよく発達している。 小規模の斜交層理もまれに認められる。 塊状～成層 砂岩厚層はわずかであるが 挟在し， 厚さ 1.6 m の白色無層理の凝灰岩 [ tf ] も１層みられる。 凝灰岩は 鏡下ではガラス質で， 著しく多量の火山ガラス， 少量の斜長石および微量の石英・黒雲母からなり， 珪長質である。 砂泥混合層もしばしば存在する。 厚さ 0.3～1.5 m の珪質泥岩が 数層準に挟在する。 塊状砂岩 厚層は 分布地域の東部では 30～40 m の厚さをもち， 中粒ないし粗粒（部分的に極粗粒）であるが， 西部では 10 数 m 以下の厚さに減じ， 中粒ないし細粒となる。 さらに， 本部層の主体をなす泥岩には 東部よりも西部の方で層理がよりよく発達している。 厚さは 300～400 m である。
本部層から産する化石としては， 下記のようなものが NAGAI et al.（1962）， MATSUMOTO and HIRATA（1969）， NODA（1974）， 田中（1977）によって報告されている。
J3 部層 : 砂岩・泥岩勝ち砂岩泥岩 厚互層・頁岩質葉理砂質泥岩の厚層の交互層からなり， 砂岩泥岩 薄互層の厚層を伴う。 下限と上限には 厚さ 50～80 m の砂岩厚層があり， 中部には とくに泥質岩がよく発達している。 砂岩は 概して塊状で， 一部は細礫質となり， ふつうは中粒， 一部では粗粒であり， 泥岩同時礫を多く含む。 砂泥混合層がときおり認められる。 さらに 厚さ 1～1.5 m の暗灰色 珪質泥岩, ないし 細かく成層した珪質頁岩が まれに挟在している。 本部層の上限の砂岩厚層（80 m）は 上方へ向かって層理が発達し， 砂岩単層の厚さと粒度が減少し， 泥岩のはさみが多くなるように 上方 細粒化堆積を示す。 砂岩 厚層は， 下限・上限のものは別として， 厚さ 10～40 m のものが 分布地域の東部では本部層の中部にも挟在し， また 砂岩泥岩厚互層は 西部には存在しないが， 東部ではところどころに認められる。 砂岩厚層は 西部において ときどき 0.3～3 m に成層するようになる。 厚さは 300～400 m である。
J4 部層 : 主として層理がよく発達した頁岩質葉理砂質泥岩 厚層からなり， 砂岩泥岩 厚互層（泥岩勝ちのことが多い）や薄互層の厚層 および 砂岩厚層を伴う。 本部層の上限は 厚さ 50 m 前後の砂岩 厚層で占められる。 砂泥混合層がひんぱんに存在する。 厚さ 0.5～2 m の珪質泥岩が数層準に認められる。 分布地域の東部において 塊状， 中粒， 一部が粗粒の砂岩厚層が発達し， 西部では 砂岩厚層は ふつうは中粒， 一部が細粒で， しばしば 10～数 10 cm または 1～2 m に成層し， 葉理もよく発達し， ときどき級化層理を示す。 さらに， 砂岩泥岩厚互層は 西部よりも東部の方により多く認められる。 厚さは 600 m である。
J5 部層 : 頁岩質葉理砂質 泥岩を主とし， 砂岩厚層， 泥岩勝ちの砂岩泥岩 厚互層や薄互層の厚層を伴う。 砂岩は 一般に中粒， 一部が細粒で， 量的には J4 部層の場合よりも減少する。 分布地域の西部に比べて 東部では 砂岩の量が増し， また 砂岩厚層は東部において塊状を呈するが， 西部では 0.1～1 m の厚さに成層しており， さらに 泥岩薄層を少なからず挟むことがある。 厚さ 1 m 前後の凝灰質岩 [ tf ] が 本部層の比較的下部にはさまれる。 [ 伊予鹿島図幅地域の ] 内海沿岸 [ ← 伊予鹿島図幅地域の北東隅から南南東方 2.5 km ] に露出する 灰～灰白色ないし緑灰色の細かく成層した凝灰岩 [ tf ] は 鏡下ではガラス質～結晶質で， 多量の火山ガラスと少量の斜長石・半晶質火山灰・石英， 微量の黒雲母・安山岩質石基片などからなり， デイサイト質である。 砂泥混合層がところどころに認められる。 厚さ 0.5～1 m の珪質泥岩がまれに挟在する。 厚さは 700 m 以上である。
J6 部層 : 宿毛図幅地域のみに分布する [ ← 宿毛図幅地域の北東隅から西方 8 km 内外の位置に分布するだけか ? ] 。 おもに頁岩質泥岩（しばしば葉理砂質）厚層と砂岩泥岩薄互層の厚層からなり， 前者が後者よりも優勢である。 塊状（一部は成層）砂岩厚層や砂岩泥岩厚互層を伴う。 基底部は 塊状・中粒ないし細粒砂岩厚層（厚さ 50 m）で占められる。 本部層には J5 部層に比べて砂岩が多くなる。 厚さは 600 m 以上である。
本層は 宿毛図幅地域北東部において 褶曲しながら中筋帯の中部の 篠川 亜帯 [ 第 5 図 ] に分布する。 北側に分布する同層位の城辺層 [ J1～6 ] と下位の野々川層（ [ 野々川層は ] 本図幅地域に露出しない）および 南側に分布する同層位の有岡層 [ A1～3 ] ・下位の稲津層 [ In ] と断層で画され， さらに 宿毛層群の中角層 [ Nt ] とも断層で接する。 [ 宿毛図幅の ] 東側の土佐中村図幅地域にかけて広く発達し， 宿毛図幅地域内では 篠川沿いや [ 宿毛図幅地域の北東隅から南南東方 5 km の ] 宿毛市 高石 ～ [ 宿毛図幅地域の北東隅から南東方 5 km の ] 高津河原 間によく露出している。 全体として泥質岩に富む。 塊状の粗い泥質岩（シルト岩）がしばしば発達し， また 頁岩質泥岩に葉理が発達し 砂質を帯びるものが少ない点は 後記の有岡層と同じであり， 西海・城辺両層や後述の御荘層とは区別される特徴である。 下限は不明であり， 宿毛図幅地域での積算層厚は 2,000 m 以上である。 中村層は 本地域に関する限りでは 岩相上， 下位から NK1～4 の４部層に区分される（第 15 図）。 NK1・NK3 両部層には NK2・NK4 両部層に比べて砂岩が多く， NK2 部層が最も細粒相に富む。 大型動物化石が NK1・NK2 各部層から みいだされている。
Nk1 部層 : 泥質岩および砂岩それぞれの厚層からなり， 前者が後者よりもかなり優勢である。 砂岩泥岩 厚互層や薄互層（いずれも ふつうは泥岩勝ち）の厚層を伴う。 本部層の上限には砂岩 厚層があり， このものは 塊状ないし 0.1～1 m の厚さに成層し， 中粒～細粒で， 10 数～数 10 m の厚さをもつ。 泥質岩では 塊状シルト岩 ないし 細砂質シルト岩と, 頁岩質泥岩（部分的に葉理砂質）とが量的に相半ばし， ごく砂質のシルト岩ないしシルト質細粒砂岩も部分的にみられる。 灰白色の石灰岩の ごく小さいレンズが介在し， さらに石灰質団塊も 場所によって わずかながらも含まれ， 一部のものから軟体動物化石がみいだされる。 本部層の上限以外に存在する砂岩厚層は 中粒ないし細粒で， 塊状のことが多い。 砂泥混合層が ときおり認められる。 厚さは 400 m 以上である。
下記のような化石が宿毛市 高石の西方から産する。
以上の化石のうち Baculites sp. は密集して含まれることがある。
Nk2 部層 : 泥質岩で代表される。 泥質岩は ふつうは頁岩質泥岩であるが， 東部（宿毛付近以東）では しばしば（とくに本部層下部において） 塊状シルト岩ないし細砂質シルト岩が発達し， より細かい泥質岩も ときどき塊状となっている。 葉理が発達し， 砂質を帯びる頁岩質泥岩はわずかにみられるにすぎない。 砂岩泥岩薄互層が [ 宿毛図幅の ] 東隣の土佐中村図幅地域の西部では ところどころに存在し， このものは 宿毛図幅地域では発達が悪くなる。 灰白色の石灰岩が ごく小さいレンズとして介在している。 厚さ 3 m 内外の白色凝灰質岩 [ tf ] が１ないし２層準に挟在する。 凝灰岩は 鏡下では ガラス質～結晶質で， 多量の火山ガラスと少量の斜長石， 微量の石英・黒雲母・鉄鉱からなり， デイサイト質である。 中礫礫岩（基質は砂）が少くとも１層存在し， さらに砂泥混合層も ときおり認められる。 なお， 高津河原では 幅 5～6 cm の砂岩岩脈が２本観察され， 走向 N 60°E～S 60°W， 傾斜 85°S を示す。 厚さは 600 m 以上である。
下記のような化石が 宿毛市 高石の南方の２地点から産する。
さらに， 甲藤（1961・1977c）により 次のような化石の産出も知られている。
さらに， [ 宿毛図幅の東隣の ] 土佐中村図幅地域では， 宿毛市 橋上 野地 （NK2 部層の上部の分布地域内）から転石として Vertebrites kayei (FORBES)， 同市 平野から Anagaudryceras yokoyamai (YABE) などの産出も報告されている（甲藤， 1961・1977c）。 Nk2 部層の化石はイノセラムスに富む。 これに対して， より粗い堆積物が卓越する Nk1 部層の化石はアンモナイトを主とし， なかでも異常型のものが優勢である。
なお， 宿毛市 小深浦 [ ← 宿毛（市街）の西方 3.5 km ] の北方の１地点の泥岩の中に 下記のような放散虫化石がみいだされる。
Nk3 部層 : 頁岩質泥岩（しばしば葉理砂質）を主とし， 葉理砂岩と泥岩との薄互層や砂岩の厚層を伴う。 さらに 砂岩泥岩厚互層もみられる。 砂岩厚層は 塊状， 概して中粒であり， 本部層の下部により多くみられる。 本部層の下限を占める砂岩厚層は 厚さ約 30 m で， 中粒ないし細粒である。 頁岩質葉理砂質泥岩は Nk2 部層の場合に比べて よく発達する。 厚さは 700 m 以上である。
Nk4 部層 : おもに頁岩質泥岩（しばしば葉理砂質）からなり， 一部に泥岩勝ちの砂岩泥岩薄互層， 砂岩泥岩厚互層や塊状砂岩のそれぞれの厚層を伴う。 厚さは 300 m 以上である。
宿毛図幅地域の東部の 宿毛地区 [ ← 宿毛（市街）の西方 1.5～7.5 km の地域 ] （中筋帯の中部の宇須々木亜帯 [ 第 5 図 ] ）に露出するほかに， [ 宿毛図幅の ] 東側の土佐中村図幅地域に広く分布する。 宿毛地区では 断層を介して 下位の宇須々木層 [ Us ] と接し， また 北側の同層位の中村層 [ Nk1～4 ] や下位の稲津層 [ In ] とも断層で境され， 北へ傾斜する同斜構造をなしている。 宿毛市街地の西方の電波無線塔にいたる道路沿いや 同市 大深浦 [ ← 宿毛（市街）の西方 4 km ] の南方によく露出している。 有岡層は 泥質岩に富み， 宿毛地区に関する限りでは 岩相上， 下位から A1～3 の３部層に区分され（田中（1977）; 第 17 図）， A1・A3 両部層には A2 部層に比べて 砂岩が多い。 下限・上限はともに不明で， 宿毛地区での積算層厚は 1,300 m 以上である。
A1 部層 : 頁岩質葉理砂質泥岩・ 泥岩勝ち砂岩泥岩 厚互層・ 塊状砂岩（ふつうは中粒で ときどき細粒）のそれぞれの厚層の交互層からなり， 砂岩泥岩 薄互層の厚層を伴う。 厚さ約 1.5 m の淡青灰色凝灰岩 および, 厚さ約 0.5 m の淡青灰色凝灰質泥岩がそれぞれ１層 挟在する。 凝灰岩は 鏡下では ガラス質～結晶質で， 多量の火山ガラス， 少量の斜長石 および 微量の安山岩の半晶質岩片（火山放出物とみなされる）からなり， 安山岩質である。 厚さは 400 m 以上である。
A2 部層 : 泥質岩で代表される。 泥質岩は 一般に塊状泥岩であるが， しばしば塊状シルト岩（風化すると玉ねぎ状構造を示す）も発達する。 本部層の下部の泥岩は 概して頁岩質である。 砂岩泥岩 薄互層の厚層を伴い， また ごくまれに塊状砂岩の厚層もはさむ。 本部層の下部には 砂泥混合層がみられる。 厚さは 700 m 以上である。
大型動物化石としては， 宿毛市 宇須々木の本部層の上部から Vertebrites cf. kayei(FORBES) がみいだされた（甲藤， 1977c）。 さらに， 宿毛市 池島 [ ← 宿毛（市街）の西南西方 4.5 km or 宇須々木の東方 1.5 km ] の北東 600 m の１地点の泥岩から 比較的多くの有孔虫化石 Ammobaculites sp.， Haplophragmoides sp. および Psammosphaera sp.（前２者が優勢）が検出された。
A3 部層 : 泥質岩を主とし， 砂岩泥岩 薄互層・塊状砂岩・砂岩泥岩 厚互層のそれぞれの厚層を伴う。 泥質岩は 一般に塊状シルト岩であるが， 一部が頁岩質泥岩のこともある。 塊状砂岩の厚層および砂岩泥岩 厚互層をなす砂岩は 中粒， 一部が粗粒で， 部分的に細礫ないし中礫質で， 泥岩同時礫を多く含むことがある。 砂岩泥岩 薄互層をなす砂岩には 一般に級化層理がよく発達している。 厚さは 200 m 以上である。
[ 宿毛図幅の東隣の ] 土佐中村図幅地域内の宿毛市 竹石 では 厚さ約 1.5 m の白色凝灰岩がみられる。 このものは 鏡下では ガラス質で， 多量の火山ガラスと微量の斜長石・カリ長石・石英・黒雲母・ジルコンからなり， デイサイト質 ないし 流紋岩質である。
[ 宿毛図幅の東隣の ] 土佐中村図幅地域内の宿毛市 手代岡 において Baculites cf. rex ANDERSON の産出が知られている（甲藤， 1977c）。
本層は 宿毛図幅地域の北西部において 中筋帯の北部の御荘亜帯 [ 第 5 図 ] に分布する。 南側の下位の城辺層 [ J1～6 ] および 北側の内海層 [ U1～3 ] とは断層で境される。 大局的には１向斜構造を形成している。 [ 宿毛図幅地域の北西隅付近の ] 銚子ノ口 の東岸や [ 宿毛図幅地域の北西隅から南東方 5 km の ] 御荘町 平山の北方の山道， [ 宿毛図幅地域の北西隅から南東方 7 km の ] 御荘町 平城 の北方に好露出がある。 砂岩および泥岩からなるが， 概観すると むしろ 砂岩が卓越する。 下限・上限は ともに観察されず， 積算層厚は 2,500 m 以上である。 御荘層は岩相上， 下位から M1～6 の６部層に区分される（第 18 図）。 M1・M3 および M5 の各部層は砂岩に， いっぽう M2・M4 および M6 の各部層は泥質岩に富む。 M5・M6 両部層では 砂岩の量が東から西へ向かって減少し， M5 部層では同方向に砂岩が細粒化する。
御荘層は 砂岩に富む点で西海層 [ N1～6 ] に似ている。 しかし， 御荘層では 西海層に比べて 泥質岩を主とする地層（部層位）も より多く発達する。 御荘層では 砂岩泥岩厚互層は少ないが， 西海層では このような地層が砂岩厚層と同程度に発達し， そのため 御荘層に比べて砂岩がより卓越している。 また， 御荘層は 砂岩に富む点で北側の内海層 [ U1～3 ] とも類似するが， 両層は下記の点で異なる。 すなわち， M1 部層を別として， 御荘層では 砂岩が一般に中粒， 部分的に粗粒であり， 他方, 内海層の砂岩は 細粒ないし中粒であるが， むしろ細粒の場合が多い。
M1 部層 : おもに砂岩からなり， 砂岩泥岩 厚互層および薄互層の厚層を伴う。 砂岩は 概して細粒， 一部が中粒であり， 塊状のことが多く， ときどき 0.1～1 m の厚さに成層する。 厚さは 900 m 以上である。
M2 部層 : 主として頁岩質葉理砂質泥岩からなり， ときどき砂岩泥岩薄互層の厚層をはさむ。 局部的であるが， 泥岩中に石灰質団塊が含まれている。 砂泥混合層（厚さは 一般に数 m）やスランプ性褶曲層もときおり存在する。 厚さ 0.7 m の細かく成層した珪質頁岩が１層準に認められる。 厚さは 300 m 以上である。
M3 部層 : 砂岩で代表される。 砂岩は 一般に塊状， 中粒， 一部が粗粒であり， 部分的に多量の泥岩同時礫を含み， いっぽう 0.3～3 m の厚さに成層して 級化層理や葉理を示す中粒～細粒砂岩も ところどころに存在し， ごくまれに斜交層理も認められる。 砂泥混合層をまれに挟有する。 厚さは 約 200 m である。
M4 部層 : 頁岩質葉理砂質泥岩を主とし， 葉理の発達した中粒～細粒砂岩と泥岩との薄互層の厚層をしばしば伴う。 ときどき 厚さ数 m の泥質中粒～細粒砂岩が認められる。 厚さ数～10 数 m の砂泥混合層や含礫泥岩がときおり存在し， また 厚さ 2～3 m の細かく成層した灰～淡青灰色 珪長質凝灰岩 [ tf ] も挟在している。 凝灰岩は 鏡下ではガラス質で， 多量の火山ガラスと微量の斜長石・石英・黒雲母からなり， デイサイト質である。 径が数～10 cm（最大 20 cm）の石灰質団塊（一部は薄い層状）が種々の層準に散点している。 層厚は 200～300 m である。
M5 部層 : 砂岩・頁岩質葉理砂質泥岩・砂岩泥岩 厚互層のそれぞれの厚層の交互層からなり， 全体として砂岩厚層がよく発達することが特徴的である。 本部層の下部・上部は砂岩に， 中部は泥質岩に富む。 砂岩厚層は中粒， 部分的に粗粒であり， 泥岩同時礫を多く含み， 一般に塊状であるが， ときどき 0.1～2 m の厚さに成層し， 葉理が発達している。 成層葉理砂岩は 本部層の下部よりも上部の方によくみられる。 砂岩（葉理が発達）泥岩薄互層の厚層が 本部層の中部に伴われ， 砂泥混合層も一部に挟在する。 M5 部層の上部の主体をなす砂岩厚層は, 分布地域の最東部では 一般に中粒ないし粗粒であるが， 東～西部では 中粒となる。 泥質岩に富む M5 部層の中部では 砂岩の量が西から東へ向かって多くなる。 層厚は 500 m 以上である。
M6 部層 : 頁岩質泥岩（ときどき葉理砂質）で代表される。 分布地域の東部において 砂岩薄層をときどき挟有し， また 一部に砂岩泥岩薄互層の厚層や泥岩勝ち砂岩泥岩厚互層も伴う。 しかし， 西部においても 厚さ数 m 以下の砂岩泥岩薄互層がまれに認められる。 厚さは 300 m 以上である。
本層は 宿毛図幅地域の北東部 [ ← 宿毛図幅地域の北東隅から西南西方 5 km 強の山北の周辺 ] において 褶曲しながら中筋帯の中部の山北亜帯 [ 第 5 図 ] に分布する。 篠川 沿いに好露出がみられる。 中村層 [ Nk1～4 ] に整合に重なり， 砂岩に富み， 砂岩泥岩厚互層や砂岩勝ち薄互層の厚層を伴う（第 15 図）。 厚層をなす砂岩は塊状のことが多く， 中粒， 部分的に細粒であり， また 粗粒あるいは細礫質となり， 泥岩同時礫を多数含むこともある。 0.1～1 m の厚さに成層する砂岩厚層もみられる。 泥岩は頁岩質で， ふつうは 葉理砂質である。 砂岩泥岩薄互層を構成する砂岩には しばしば葉理がよく発達している。 上限は知られていないが， 層厚は 500 m 以上である。
上部四万十川層群の下部を代表する城辺 [ J1～6 ] ・中村 [ Nk1～4 ] ・有岡 [ A1～3 ] の各層は 年代決定に有効な大型動物化石を産出している。 なかでも 城辺層 J2 部層産の Inoceramus (Sphenoceramus) schmidti MICHAEL， 中村層 Nk2 部層産の Inoceramus (Endocostea) balticus BÖHM および, 城辺層 J1 部層産の Inoceramus (Endocostea) balticus toyajoanus NAGAO et MATSUMOTO が 重要である。 第１番目の種はヘトナイ世前期， すなわち カンパン期（Campanian）を指示し， 他の２種も これを中心とした年代を示す。 また， アンモナイト化石のうち 中村層 Nk1 部層産の Gaudryceras aff. denmanense WHITEAVES， Solenoceras sp.， Glyptoxoceras cf. indicum (FORBES)， Natalites ? sp. および, 城辺層 J2 部層産の Diplomoceras ? sp.， Maorites sp. はカンパン期を指示するか， あるいはその可能性が大きい。 さらに， 有岡層 A2 部層産の Vertebrites cf. kayei (FORBES) は マーストリヒト期（Maastrichtian） -- ヘトナイ世後期はこれにあたる -- を指示するであろう。
[ 宿毛図幅の ] 東隣の土佐中村図幅地域では， 中村層の分布地域から Vertebrites kayei (FORBES) がみいだされており， 有岡層からは Inoceramus (Endocostea) balticus balticus BÖHM， I. (E.) balticus kunimiensis NAGAO et MATSUMOTO および, Baculites cf. rex ANDERSON の産出が報ぜられ（甲藤， 19611・1977c）， 最後の種はマーストリヒト期 前葉を指示するであろう。
以上に述べたことからわかるように， 城辺・中村・有岡層で代表される 上部四万十川層群の下部は 明らかにヘトナイ統の下部階を含み， さらに 同統の上部階も含む可能性がきわめて大きい。 上部四万十川層群の上部を代表する御荘層 [ M1～6 ] および山北層 [ Y ] は ともに年代決定に有効な化石を産しないが， 層序的位置からして ヘトナイ統の上部階に属するであろう。 なお， 中村層 Nk2 部層からみいだされた放散虫化石は コニャック（Coniacian）～カンパン期， すなわち 浦河世～ヘトナイ世 前期 の範囲内の年代を示す [ 以下の [注] 参照 ] 。
中部四万十川層群の上部を代表する西海層 [ N1～6 ] は 年代決定に有効な化石を産しない。 しかし， 西海層は 城辺層の直接下位にくるので， ヘトナイ統の下部階のほかに浦河統も含むであろう。 稲津 [ In ] ・宇須々木 [ Us ] の両層は 構造的位置や岩相からみて 西海層の上部に相当すると考えられる。 このような宇須々木層の層序的位置の推定は， 同層からみいだされた放散虫化石の内容からも支持される。 問題の放散虫化石群集は カンパン階の下部を特徴づける Amphipyndax enesseffi FOREMAN， および上部白亜系上部に限られ， とくにカンパン階に多い Dictyomitra duodecimcostata (SQUINABOL) を含む。 内海層 [ U1～3 ] は 岩相の特徴や地層の累重状況から判断すると 西海層の比較的下部に相当するか， あるいはそれより下位にくるものと考えられる。
四万十累層群の中の白亜系の部分 （西海・宇須々木・城辺・中村・有岡・御荘・山北層） の砂岩組成（第 19 図）に関しては， 一般的傾向として 石英の含有量（基質を除いた砂粒部分における容量比， 以下同様）は 20 % 内外～30 % 内外， 岩片（主として火山岩片）の含有量は 30 % 内外～50 % 内外である。 もちろん， 放散虫化石によって白亜系に対比できる宇須々木層の砂岩についても， 石英含有量は 22～33 %， 岩片含有量は 30～52 % である。 白亜系部分の砂岩は 古第三系の来栖野層 [ K ] の砂岩（ [ 宿毛図幅の ] 隣接地域 [ = 土佐中村・土佐清水の両図幅地域 ] の試料を主とする）に比べて石英が少なく， 斜長石・岩片が多いという傾向を示し， 一般に 後者とは明瞭に区別され得る。 いっぽう， 白亜系部分の一般的な砂岩組成に比べて 石英がより多く（35 % 内外～40 % 内外）， 岩片がより少なくて（25 % 内外～30 % 内外）， むしろ 来栖野層の砂岩組成に近い場合もある。 このような砂岩は すべて 泥質岩を主とする中村層および城辺層に属している。 異常組成を示す砂岩のうちで 石英が最も多く， 岩片が最も少ない中村層の１砂岩層について， 側方流の流向として 一般的傾向と逆に, 南から北に向かう流向の測定されている点が注目される。
四万十累層群の中の古第三系部分は 室戸半島層群と上位の宿毛層群からなる。 両層群は断層を境として接する。 [ 伊予鹿島・宿毛の ] 両図幅地域の外に分布する 三崎 層群 [ 第 1 表 ] （甲藤・平， 1978a）は 宿毛層群よりも上位の地層で， 四国における四万十累層群の最上部を代表する。
室戸半島層群および宿毛層群に関しては， それぞれを構成する諸累層間の直接の上下関係は明らかでない。 しかしながら， 白亜系において 堆積物の上方粗粒化または堆積輪廻 （下から上へ向かって堆積環境が相対的に深い海から浅い海へと変化する ; あるいは「海進的」から「海退的」になる）の認められることから類推して， 両層群の層序を組みたてることができるであろう（第 2 表）。 まず 室戸半島層群についてみると， 泥質岩を主とし 苦鉄質火山岩類を伴う弘見層の主部（始新世）は 同層群の下部を代表する。 おもに砂岩からなる弘見層の最上部は 室戸半島層群の上部に属するであろう。 来栖野層は 図幅地域内よりも域外 [ = 宿毛図幅の東・南東・南隣の土佐中村・土佐清水・柏島図幅地域 ? ] に広く分布し， 弘見層の主部に比べて砂岩がより多くなり， 始新世化石のほかに漸新世化石も産する。 したがって， 来栖野層は弘見層よりも層者的に上位の部分を含み， 室戸半島層群の上部を代表する。 宿毛層群（漸新世）では， 下部を代表する中角層は 主として浅海成泥質堆積物（おもにシルト岩）からなり， タービダイト性砂岩をほとんどはさまない。 本層群の上部を代表する竜ケ迫層は 全体として泥質岩（主として泥岩）に富み， しばしば タービダイトル性砂岩やスランプ層を伴い， 上部では砂岩が卓越する。 三崎層群（漸新～中新世）は 全体として上方粗粒化の傾向を示す（甲藤・平， 1978a）。
なお， 古第三系の部分の古流向（田中， 1977）について概略を述べると， 弘見・竜ケ迫両層の場合は 軸流に関する流向は 本質的に西向き（南西向き）系統である。 竜ケ迫層に関する側方流は 本質的に南向き・北向きの両系統の流向を示し， 前者 [ = 弘見層 ] が 後者 [ = 竜ケ迫層 ] よりも優勢であるらしい。 したがって， 竜ケ層の堆積中の少なくとも一時期には， 北方の主要陸地とは別に， 南方隆起帯（おそらく陸地）の存在が示唆される。
室戸半島層群は 宿毛図幅地域の南東部に分布する。 本層群は 弘見 層・ 鹿崎 層および 来栖野 層からなる。 たがいに別個の列をなして分布する弘見・鹿崎両層は, 甲藤（1977a）の来栖野層から分離された地層である。 北列の鹿崎層は南列の弘見層の一部に相当し， 両層は主として泥質岩からなる。 来栖野層は 全体として弘見層の上位にくると考えられ， おもに砂岩および泥岩からなる。 室戸半島層群の泥質岩は 白亜系のものとちがって しばしば粘板岩質となっている。
本層は 宿毛 [ 市街 ] 南方の中筋帯 中部の鹿崎亜帯 [ 第 5 図 ] に分布し， 周囲の [ 上部四万十川層群 下部の ] 有岡層 [ A1～3 ] および 宿毛層群と断層で接し， 大局的には北傾斜の同斜構造をなしている。 宿毛湾岸沿いによく露出する。 全体として泥質岩（部分的に粘板岩質）に富み， 下限・上限ともに不明であるが， 1,900 m 以上の積算層厚を有する。 本層は 岩相上， 下位から S1～3 の３部層に区分され（第 20 図）， S2 部層は 他の部層に比べて粗粒堆積物に富む。
S1 部層 : 頁岩質泥岩（ときどき葉理砂質）を主とし， 一部に砂岩泥岩薄互層の厚層を伴う。 砂岩厚層もわずかに存在する。 泥岩はときおり粘板岩質であり， むしろ千枚岩質といってよいものもみられる。 本部層の比較的上部には, 厚さ 1 m 以下の凝灰質と考えられる淡青灰色岩石が数層挟在している。 スランプ性褶曲層も しばしば認められる。 厚さは 700 m 以上である。
S2 部層 : 砂岩泥岩厚互層・砂岩厚層および頁岩質泥岩厚層からなり， 前２者が最後のものよりも優勢である。 砂岩は一般に塊状， 中粒， 一部は細粒あるいは粗粒である。 泥岩は しばしば葉理砂質であり， また 部分的に砂岩と薄互層をなしている。 層厚は 400 m 以上である。
S3 部層 : おもに頁岩質泥岩からなり， ときおり中粒～細粒砂岩厚層を伴う。 一部に砂岩泥岩厚互層， 砂泥混合層やスランプ性褶曲層がみられる。 厚さは 800 m 以上である。
本層は 宿毛図幅地域の南東部の清水帯の弘見亜帯 [ 第 5 図 ] に分布し， さらに [ 宿毛図幅の ] 東隣の土佐中村図幅地域にもその延長がみられる。 北側の宿毛層群 竜ケ迫層 [ T1～3 ] および南側の [ 室戸半島層群 ] 来栖野層 [ K ] とは断層で画され， 大局的には１向斜構造を形成する。 宿毛市 石原 [ ← 宿毛図幅地域の南東隅から北方 2.5 km ] の周辺や [ 宿毛図幅地域の南東隅から北北西方 5 km の 小筑紫 の付近を流れる ] 伊予野川 ・ [ 宿毛図幅地域の南東隅から西北西方 3 km 強の ] 大月 町 弘見周辺によく露出している。 全体として泥質岩（部分的に粘板岩質）に富み， 少なくとも２， ３の層準に苦鉄質火山岩類（溶岩・火砕岩） [ b ] をはさむ。 下限・上限ともに不明で， 積算層厚は 4,200 m 以上に達する。 本層は [ 宿毛 ] 図幅地域に関する限りでは 岩相上， 下位から H1～5 の５部層に分けられる（第 21 図）。 H1・H4 部層は泥質岩に， H3・H5 部層は砂岩に富む。 H4 部層は苦鉄質火山岩類 [ b ] を伴う。
H1 部層 : 頁岩質泥岩（しばしば葉理砂質）を主とする。 泥岩は 分布地域の南東部において ときどき塊状となる。 ときおり砂岩泥岩薄互層の厚層を伴い， さらに砂岩（おもに中粒）泥岩厚互層や塊状中粒砂岩厚層もわずかながら挟在する。 厚さは 1,300 m 以上である。
大月町 添ノ川 [ ← 宿毛図幅地域の南東隅から北西方 2.5 km ] 付近における３地点の泥岩から 有孔虫の Ammobaculites sp.（優勢）， Haplophragmoides sp.， Psammosphaera sp.， Trochammina sp. が検出された。
H2 部層 : 中粒砂岩泥岩厚互層と頁岩質泥岩厚層からなり， 砂岩勝ち砂岩泥岩薄互層の厚層を伴い， 全体として泥岩に富む。 ときおり塊状 細粒～中粒砂岩厚層もみられる。 薄互層をなす砂岩には しばしば葉理が発達している。 厚さは 1,000 m 以上である。
H3 部層 : 砂岩厚層および砂岩泥岩厚互層からなり， 前者の方が優勢である。 砂岩厚層は中粒ないし細粒砂岩で代表され， ふつう塊状であるが， ときどき 0.1～2 m の厚さに成層し， 級化層理を示す。 厚互層をなす泥岩（頁岩質）は 一般に砂岩薄層をひんぱんにはさみ， しばしば これらと薄互層をなしている。 厚さは 300 m 以上である。
H4 部層 : 頁岩質泥岩を主とする。 泥質岩はしばしば粘板岩化し， むしろ 千枚岩質といってよいものもみられる。 いっぽう 分布地域の中部では 塊状の泥岩も認められる。 ときどき砂岩泥岩薄互層の厚層を伴い， さらに 塊状 中粒～細粒砂岩厚層や砂岩（細粒）泥岩厚互層も含む。 砂泥混合層も一部に挟在している。
宿毛市 福良 [ ← 宿毛図幅地域の南東隅から北北西方 3.5 km ] の付近において 帯緑色ないし赤紫色の苦鉄質火山岩類 [ b ] が 本部層の比較的下部の２層準にみられる。 火山岩類は玄武岩溶岩・ハイアロクラスタイトおよび凝灰岩からなり， 上位の層準のものは厚さが 80 m 内外であろう。 玄武岩溶岩は 鏡下では斑晶として斜長石と普通輝石を含み， 石基中には針状の斜長石および羽毛状の普通輝石が晶出している。 斑晶の斜長石は 全体に曹長石化されており， 普通輝石は 縁の一部が緑泥石化されているが， 全体に新鮮である。 石基部には 緑泥石・ 曹長石・ 方解石・ ぶどう石・ チタン石・ 不透明鉱物などの変成鉱物がみられ， ときに 緑れん石を伴うこともある。 ぶどう石～パンペリー石相の低度変成作用を受けていると推定される。
同種の火山岩類 [ b ] は [ 宿毛図幅の ] 東隣の土佐中村図幅地域の西縁部， 宿毛市 都賀ノ川 にも露出している（第 21 図）。 この場所では 本部層の上部において 厚さ 200 m あまりの範囲に， ２枚の厚さ数 10 m の苦鉄質火山岩類（玄武岩溶岩および凝灰岩）が 厚さ数 10 m あるいは約 100 m の淡灰～淡青灰色珪質頁岩と交互している。 上位層準の火山岩類は主として玄武岩溶岩である。 溶岩は 鏡下では バリオリチック組織を示し， 約 0.5 mm の杏仁状集合体があり， それらは おもに 方解石・緑泥石・石英， まれに方解石～緑れん石で充てんされている。 さらに東方の宿毛市 黒川の南方においても， 中筋川沿いに厚さ 4 m 以上の玄武岩溶岩が露出している。 なお， 都賀ノ川の東方の [ 宿毛図幅の東隣の土佐中村図幅地域内の ] 久礼ノ川 の含化石 石灰岩は本部層に属するものである。
大月町 馬路 [ ← 宿毛図幅地域の南東隅から北西方 4 km ] の南西の１地点の泥岩から 比較的多くの有孔虫化石 Ammobaculites sp.， Haplophagmoides sp.， Psammosphaera sp. および Trochammina sp. が検出された。 さらに， 同―地点の泥岩中に下記のような放散虫化石が含まれている。
都賀ノ川における玄武岩質凝灰岩 [ b ] からも 保存不良であるが 古第三紀型の放散虫化石がみいだされる。
H5 部層 : おもに砂岩厚層からなり， 砂岩泥岩（頁岩質）厚互層や薄互層の厚層を伴う。 砂岩は 一般に塊状， 中粒， 一部が粗粒であり， まれに厚さ 5 m の部分に乱堆積状に中礫大の外来円礫を含む。 礫種としては チャートのほかに 砂岩・ 粘板岩・ アプライト・ 石英岩・ 変質角閃石安山岩が認められる。 砂岩泥岩薄互層をなす砂岩には 葉理がほとんど発達しておらず， 砂岩泥岩厚互層をなす泥岩は ときおり砂岩と薄互層をなしている。 厚さは 600 m 以上である。
本層は 宿毛図幅地域の南東隅に 清水帯の来栖野亜帯 [ 第 5 図 ] を占めながら狭く分布し， 北側の弘見層 [ H1～5 ] とは断層で接する。 宿毛市 石原付近から [ 宿毛図幅の ] 東側の土佐中村図幅地域にかけて 福良川沿いによく露出している。
本層は頁岩質泥岩・砂岩泥岩厚互層・砂岩それぞれの厚層の交互層からなる。 砂岩厚層は 成層するものよりも 塊状のものが多く， 中粒ないし細粒である。 泥質岩は しばしば粘板岩質となっている。 図幅地域外 [ = 宿毛図幅の東・南東・南隣の土佐中村・土佐清水・柏島図幅地域 ? ] には苦鉄質火山岩類 [ b ? ] が 少なくとも２層準に， また 厚さ 5 m 前後の珪長質凝灰岩 [ tf ? ] が 少なくとも１層準に挟在する。 宿毛図幅地域内に分布する来栖野層は 本層の比較的下部を占めるものであろう。 宿毛図幅地域には 厚さ 1,000 m 内外の部分だけが露出する。
宿毛層群は 宿毛図幅地域の [ 東部および ] 南東部に分布する。 本層群は 中角 層と 上位の 竜ケ迫 層に分けられ， 両層は断層関係で接する。 中角層は 竜ケ迫層よりも泥質岩に富む。 中角層の泥質岩は 竜ケ迫層のものに比べて 一般に粗く， 主としてシルト岩であり， 塊状のことが多い。 砂岩厚層は 中角層よりも竜ケ迫層により多く存在し， 竜ケ迫層では しばしば級化層理が発達している。 室戸半島層群の場合と異なり， 宿毛層群の泥質岩は粘板岩質になることがない。
本層は 宿毛 [ 市街 ] の北東から [ 宿毛図幅の ] 東隣の土佐中村図幅地域の西部にかけて 中筋帯の南部の中角亜帯 [ 第 5 図 ] に分布するほかに， 中筋帯の中部の宇須々木亜帯 [ ← 宿毛（市街）の西方 1.5～2.5 km の領域 ? ] にも露出する。 周囲の地層とは断層で境され， 大局的には１向斜構造を形成している。 宿毛市街地の北東から [ 宿毛図幅の東隣の ] 土佐中村図幅地域内の宿毛市 中角 [ ← 宿毛図幅地域の北東隅から南方 3.5 km のキガル山の南東方 1.5 km ] にいたる道路沿いや， さらに東方の宿毛市 寺山の北方 [ = 寺山 延光寺 の東方 ? ] によく露出している。
本層はおもに泥質岩からなる。 下限・上限はいずれもみられず， 厚さは少なくとも 800 m と推定される。 泥質岩は 主として塊状シルト岩であり， しばしば細砂質を帯びる。 また 泥質岩は ときどき より細粒の泥岩であり， ときには頁岩質となり， あるいは板状層理を示すこともある。 泥質岩は風化すると ときおり玉ねぎ状構造を示す。 まれに挟在して 厚層をなす砂岩は 一般に塊状で， 概して中粒ないし粗粒である。 砂岩泥岩薄互層の厚層もまれに存在し， その砂岩には ときどき級化層理が認められる。 含礫砂質シルト岩（厚さ 1.5 m）が まれに挟在する。 これには 礫がかなり密集し， 最大のものは径 10 cm 内外に達し， 礫種には 砂岩・チャート・粘板岩・流紋岩溶結凝灰岩・石英岩がある。 厚さ約 3 m の凝灰岩 [ tf ] も挟在している。 このものは 鏡下では ビトロクラスチック組織を示し， 著しく多量の火山ガラス， 少量の斜長石 および 微量の石英・カリ長石からなり， デイサイト質ないし流紋岩質である。 なお， [ 宿毛図幅の東隣の ] 土佐中村図幅地域内には 含化石 石灰岩の小レンズが存在する。
宿毛 [ 市街 ] の北方に 二枚貝化石がみいだされる。 さらに， [ 宿毛（市街）の西方 3.5 km の ] 宿毛市 小深浦 の南方における１地点のシルト岩から 放散虫化石の Lychnocanium sp.， Sethopyramis ? sp.， Spyroidea sp. および Stylosphaera sp. が検出されている。
本層は 宿毛湾の南東岸から [ 宿毛図幅の ] 東側の土佐中村図幅地域の西部にかけて 中筋帯の南部の竜ケ迫亜帯 [ 第 5 図 ] に分布する。 大局的には１向斜構造を形成するが， その北西側に１背斜構造（現在では軸部に断層が生じている）が発達する。 宿毛市 荒瀬 [ ← 宿毛（市街）の南方 1 km 弱 ] ～都賀ノ川 [ ← 宿毛（市街）の南南東方 2.5 km ] 間の道路， 大月町 芳ノ沢 [ ← 宿毛図幅地域の南東隅から北西方 6 km ] 付近の道路沿い， および 大月町 竜ケ迫 [ ← 宿毛図幅地域の南東隅から西北西方 8 km 弱 ] や白浜 [ ← 宿毛図幅地域の南東隅から北西方 7 km ] の海岸に好露出がみられる。 おもに泥質岩と砂岩からなるが， 全体として泥質岩に富む。 砂岩は ときおり かなり石英質となり， 灰白色を帯びる。 この種の砂岩は [ 四万十累層群の ] 白亜系の部分にはほとんどみられない。 下限・上限は観察されず， 層厚は 1,300 m 以上である。 本層は 岩相上， 下位から T1～3 の３部層に区分される（第 22 図）。 ３部層のうち T2 部層が最も細粒である。
T1 部層 : 泥質岩・砂岩・砂岩泥岩厚互層それぞれの厚層の交互層からなり， 全体として 泥質岩が他よりもいくぶん優勢である。 砂岩泥岩薄互層の厚層も伴われる。 泥質岩厚層は 塊状ないし頁岩質泥岩で代表されるが， 本部層の比較的下部（宿毛市 湊浦 [ ← 宿毛（市街）の南南西方 5 km ; 以下の [注] 参照 ] の以北に分布）ではおもに塊状を呈し， ときおり シルト岩も発達する。 場所によって 石灰質団塊がわずかながらも含まれている。 砂岩厚層および砂岩泥岩厚互層を構成する砂岩は [ 四万十累層群の ] 白亜系の砂岩に比べて しばしば淡色を呈し， 概して中粒， 一部は細粒 または 粗粒で， ときに細礫質となり， 泥岩同時礫を多く含む。 厚層をなす砂岩は成層することが多く， しばしば葉理も よく発達する（第 23 図）。 成層砂岩厚層は 本部層の比較的下部では 一般に 3～30 cm の厚さに成層し， 比較的上部（ 湊浦 以南に分布）では一般に 0.3～3 m の厚さに成層する。 砂岩単層は ときどき級化層理を示して, 下面に流向を指示するソールマーク（第 24・25 図）をもつこともあれば， 大規模なコンボルート葉理を示すこともあり， さらに斜交層理（セットの厚さは 15 cm ないし それ以上）を示すこともある。 成層砂岩の多いことは 砂岩で代表される T3 部層の場合と異なる。
厚さ数 10 cm 以上の凝灰岩 [ tf ] が ごくまれに挟在する。 これは 鏡下では ガラス質で， 多量の火山ガラス， 少量の斜長石・石英 および 微量の黒雲母からなり， デイサイト質である。 砂泥混合層やスランプ性褶曲層もときおり認められる。 厚さ約 1.5 m の淡青灰色珪質頁岩が宿毛市 荒瀬に認められ， このものは多数の放散虫化石を含む。 厚さは 700 m 以上である。
宿毛市 荒瀬山 [ ← 宿毛（市街）の南南東方 1.5 km ] の西方約 1 km の泥質岩から Cyclammina japonica ASANO， Cyclammina sp.， Bathysiphon sp. がみいだされている（甲藤， 1961）。 また 多毛類化石の Nereites murotoensis KATTO が大月町 タッチ [ ← 宿毛図幅地域の南東隅から北西方 7 km ] において認められる（ [ 巻末の ] 第 Ⅱ 図版 1）。 これに同定されるらしい化石の産出が 宿毛市 長崎鼻 [ ← 宿毛図幅地域の南東隅から北北西方 7.5 km ] でも知られている（KATTO， 1976）。 さらに， 宿毛市 栄喜 [ ← 宿毛図幅地域の南東隅から北西方 5 km 強 ] の北方の 蛭子鼻 の西方の海岸や タッチでは 泥岩同時礫に富む粗粒砂岩中に巻貝化石が含まれている。
T2 部層 : 泥岩を主とし， 砂岩泥岩 厚互層・薄互層の厚層をわずかに伴う。 泥岩は 本部層の下部では おもに頁岩質， 一部が葉理砂質であり， また ときどきよく成層し， 上部ではおもに塊状である。 ごくまれに塊状シルト岩も存在する。 砂岩泥岩 薄互層を構成する砂岩にはしばしば葉理がよく発達し， 泥岩は頁岩質である。 砂泥混合層（厚さ 2～10 m）やスランプ性褶曲層もわずかながらみられる。 厚さは 300 m 内外である。
化石としては， 甲藤（1961）によって 栄喜 から下記のものが報告されている。
さらに， 栄喜の東方において 生痕化石の Terebellina shikokuensis KATTO やサメの歯が産し， 宿毛市 大海 [ ← 宿毛（市街）の南南西方 5.5 km ] にも 二枚貝化石がみいだされる。
T3 部層 : おもに砂岩厚層からなり， 一部に砂岩泥岩 厚互層・薄互層や塊状泥岩 厚層を伴う。 砂岩厚層は T1 部層のものと異なって 塊状のことが多い。 分布地域の南部では 中粒～粗粒砂岩が， 北部では 中粒～細粒砂岩が卓越する。 砂岩厚層は ときどき 0.1～1 m の厚さに成層し， 級化層理や流向を示すソールマークが認められる。 砂岩は 部分的に極粗粒， 細礫質となり， 泥岩同時礫を多く含み， さらに 二枚貝・巻貝化石の破片を含有することがある。 厚互層をなす砂岩は 中粒， 一部が粗粒であり， 泥岩は ふつうは塊状である。 薄互層をなす砂岩では 葉理の発達がきわめて悪い。 厚さは 300 m 以上である。
宿毛市 湊浦 の東方の石切場において 砂岩層の下面に生痕化石のAcanthorhaphe sp. がみいだされる（ [ 巻末の ] 第 Ⅱ 図版 2）。
室戸半島層群の弘見層 [ H1～5 ] は [ 宿毛図幅の ] 東隣の土佐中村図幅地域内の宿毛市 久礼ノ川 の石灰岩から二枚貝・巻貝化石を産するが（甲藤， 1961）， これらの化石では本層の年代を決定できない。 しかし， [ 弘見層の ] H4 部層は１地点において 始新世 中～後期を特徴づける放散虫化石 Dictyoprora mongofieri (EHRENBERG)， 他の１地点（土佐中村図幅地域内）においても 古第三紀型の放散虫化石を含む。 弘見層の砂岩は 来栖野層 [ K ] の砂岩に比べて石英に乏しく， 斜長石・火山岩片に富む傾向を示し（第 19 図）， 白雲母に乏しい。 これらの点に関して 弘見層の砂岩は白亜系諸層の砂岩に似る（第 19 図）。 弘見層の泥質岩は 来栖野層のものに比べて一般に固結度がいくぶん高く， 圧砕されていることが多い。 いっぽう， 来栖野層の泥質岩は 弘見層の泥質岩に比べて よりしばしば粘板岩化しており， また 白雲母砕屑粒を目だった量に含んでいる。 以上に述べたことからわかるように， 弘見層は 来栖野層と明らかに区別できる地層である。 弘見層は 来栖野層と層序的に重複する部分があるかも知れないが， 全体として後者の下位にくる地層とみなされ， 主体は放散虫化石によって始新統に対比される。 鹿崎層 [ S1～3 ] は 年代決定に有効な化石を産しないが， 岩相からみて弘見層（H5 部層を除く）の一部に相当する。
[ 宿毛 ] 図幅地域よりも 隣接地域 [ = 宿毛図幅の東・南東・南隣の土佐中村・土佐清水・柏島図幅地域 ? ] に広く発達する室戸半島層群の来栖野層（甲藤（1961）の清水層のうち 土佐清水市 名鹿 周辺のものを含む）は， 名鹿から貝化石の Portlandia (Portlandella) watasei (KANEHARA) や Lucinoma hannibali CLARK を産する（甲藤， 1961）。 この化石産出地点の地層は 本層 [ = 来栖野層 ] の比較的上部に属するようで， 漸新統に対比される。 さらに， 土佐清水市 在岬 から始新世中期の初めを指示すると推定される大型有孔虫 Asterocyclina cf. stella (GÜMBEL) が発見されている（甲藤ほか， 1979）。 要するに， 来栖野層は 始新～漸新統に対比される。 しかしながら， 宿毛図幅地域内の地層については 来栖野層内における正確な層位は未詳である。
宿毛層群の中角層 [ Nt ] は 甲藤（1961）の「平田層」の一部にあたる地層である。 本層は 土佐中村図幅地域内において Crassatellites cf. yabei NAGAO， Venericardia subnipponica NAGAO を産し， 漸新統に対比される。 竜ケ迫層 [ T1～3 ] （甲藤（1961）の「平田層」の一部を含む）は Portlandia (Portlandella) watasei (KANEHARA)， Lucinoma cf. hannibali CLARK を産し， 漸新統に対比される。 中角層と竜ケ迫層との直接の上下関係は明らかでない。 しかし， さきに述べたように 竜ケ迫層は中角層よりも上位とみなされる。
弘見層（鹿崎層を含む）・来栖野層 および 竜ケ迫層はいずれも古第三系に属するが， 三者の間には砂岩組成 [ 第 19 図 ] にかなりの差異が認められる。 先に述べたように， 弘見・鹿崎両層の砂岩組成は 白亜系の場合に近い。 来栖野層砂岩は 弘見・鹿崎層砂岩に比べて石英含有量がより多く（35 % 内外～50 % 内外）， 岩片（おもに火山岩片）の含有量がより少なく（20 % 内外～30 % 内外）， 組成の点で後２者とは明瞭に区別される。 竜ケ迫層の砂岩は 組成にかなり変化を示し， 石英は 20 % 内外～40 % 内外， 岩片は 25 % 内外～45 % 内外で， 組成の点で白亜系砂岩に似るものもあれば 来栖野層砂岩に近いものもある。 なお， 竜ケ迫層の泥質岩も 来栖野層の泥質岩と同様に かなりの量の白雲母砕屑粒を含むが， その量は 後者の場合に比べて少なく， いっぽう 弘見層や白亜系諸層の泥質岩に比べてかなり多い。
伊予鹿島～宿毛図幅地域の四万十累層群は 著しい褶曲をうけ， 多数の断層によって切られ， 顕著な帯状構造で特徴づけられる（第 5・26 図）。 このような地質構造は 最終的には中新世前期の終りごろに形成された。 四万十累層群のうち 古第三系の部分は， 地層の固結度が全体として 白亜系の部分に比べて いくぶん小さく， また 苦鉄質火山岩類 [ b ] を伴う地層群 [ = 弘見層の H4 部層（および 来栖野層（K）?） ] を除くと， 整然とした成層状態がしばしば保存され， 剪断 ないし 破砕がひんぱんでなく かつ 弱いように, 変形の程度も 全体として いくぶん弱いといえる。 しかしながら， 古第三系と白亜系との間には 大局的にみて変形の程度にそれほど差がなく， 地質構造の形態に関して 根本的に 異ならない。
先に述べたように， 本地域は 断層を境として 北から南へ 宇和帯・中筋帯および清水帯に区分される （第 5 図および第 2 表）。 宇和帯は 南縁部だけが宿毛図幅地域内に入っている。 中筋帯は 北部・中部・南部に分けられる。 清水帯は 北部と中部の一部だけが図幅地域内に含まれる [ 以下の [注] 参照 ] 。 第 5 図に示したような規模の帯状構造は 1～4 km（多くは 2～3 km）の幅をもつ。 各帯・細分された各亜帯は それぞれ 主として特定の地層で占められている。 地層の一般走向は 中筋帯の北部において E - W であるが， 中筋帯の南部 および 清水帯では NE - SW となる。 地層は 一般に 60～80°の傾斜を示し， ときどき逆転している。
褶曲構造については， 開いた非対称褶曲が卓越し 軸面は一般に北へ傾斜するが， ほぼ垂直の場合もある。 さらに， 転倒褶曲構造は 中筋帯の中部に特徴的に発達し， 褶曲軸面は 南あるいは北へ倒れる。 背斜構造（小褶曲の場合を除く）は 軸部に断層が形成されていることが多く， そのため 両翼が大なり小なり転位している。 いっぽう， 向斜構造は もとの状態を保持していることが多い。 褶曲構造には種々の規模のものが認められる。 軸間隔が数 k m 規模の褶曲構造は, 第 5 図に示したような規模の帯状構造と密接な関連があり， 各帯ないし亜帯自体が しばしば１つの向斜構造を形成している。 上記より規模の小さい褶曲構造（地質図では一部省略）としては， 軸間隔が数 100 m， 数 10 m， 10～数 m などの規模のものがある。 泥質岩卓越部には 砂岩卓越部に比べてより規模の小さい褶曲構造（地質図では一部図示）が しばしば発達している。 そのため， 実際には 単純な背斜構造や向斜構造の形態を示す場合は少ない。 同斜構造についても同じようなことがいえる。
断層には 帯状構造にほぼ平行な方向をもつ系統と， これにかなり斜交する方向をもつ系統とがある。 前者は 概して北傾斜の逆断層（一部は衝上断層）であり， 後者は NW - SE 方向と NE - SW 方向を示し， NW - SE 系の方が優勢である。 とくに 宿毛 [ 市街 ] の西方を NW - SE 方向に走る 正木 [ ← 宿毛図幅地域の北東隅から西南西方 7 km 弱 ] - 呼崎 [ ← 宿毛図幅地域の南東隅から北北西方 7.5 km ] 断層は顕著である。 この断層の両側で 中筋帯の北部と中部とを境する南向き衝上性の山北断層 （東へ向かって 室手 断層に吸収される）および 中部と南部とを境する南向き衝上性の 野地 [ ← 宿毛（市街）の北北東 2 km ] - 国見 [ ← 宿毛図幅の東隣の土佐中村図幅地域内 ] 断層が大きくずれている。 これらの両断層は 元来の帯状構造と斜交しながら， それぞれ 篠川の西方 および 宿毛 [ 市街 ] の西方においてあたかも S 字状に屈曲し， それぞれの屈曲部を連ねた位置に NW - SE 方向の正木 - 呼崎断層が重なっている。 正木 - 呼崎断層がこのような性格のものであるので， 当然 断層の東側は西側に対して相対的に落下していることになる （水平転位もあったであろう）。 この点は 断層両側における地層の分布からも指摘される。
先に述べたように 中筋帯の北部と同帯の南部以南との間で地層の一般走向が異なるのは， 上記の S 字状屈曲と関連するであろう。 さらに， 北へ倒れる転倒褶曲構造が発達する区域は 中筋帯の中部のうちで とくに 北限の山北断層と南限の野地 - 国見断層それぞれに近い部分であり， しかも 正木 - 呼崎断層から両側へある範囲内に限られている。 この点は 上記の両断層が 断層面の傾斜方向の反転を伴いながら S 字屈曲を行なったことに 関係するであろう。
宇和帯と中筋帯とを画する 室手 断層 [ 以下の [注] 参照 ] は 比較的ゆるい北傾斜の衝上性逆断層である。 御荘町 室手 [ ← 宿毛図幅地域の北西隅付近 ] において この断層に伴う破砕帯が露出し， 地層は一部が粘土化している。 断層の北側の内海層 [ U1～3 ] は南へ張り出した分布を示し， 概して 30～40°の緩傾斜であるが， 南側の御荘層 [ M1～6 ] は 一般に 60～70°の急傾斜を示す。 さらに， 東部では 室手断層は [ 宿毛図幅の ] 北隣の岩松図幅地域の南縁部を走り， 断層の南側の城辺 [ J1～6 ] ・中村 [ Nk1～4 ] 両層の一般走向が ENE - WSW であるのに対して， 断層の北側の野々川層の一般走向は 前記の走向とかなり斜交して NNE - SSW である。
中筋帯の北部と中部との境界は 東部では 山北 断層， 西部では 大浜 断層で代表される。 山北断層は北傾斜の逆断層とみなされるが， 北では室手断層に， 南では大浜断層に切られて尖滅する。 篠川 沿岸において 山北断層の南側の山北層は 断層近くで擾乱され， 小褶曲構造が発達している。 大浜断層については， 城辺町 大浜の南方の海岸において断層の南側の稲津層 [ In ] は擾乱され， 地層の逆転がひんぱんにみられる。
中筋帯の中部と南部との境界をなす 野地 - 国見 断層 [ 以下の [注] 参照 ] は 北傾斜の逆断層である。 断層の北側の中村層 [ Nk1～4 ] は 断層によりに幅広く擾乱され， ブーディン構造が顕著に発達し， また 断層の南側の中角層 [ Nt ] も 断層近くで擾乱され， 逆転構造がしばしば認められる。
中筋帯と清水帯とを境する 小筑紫 - 江ノ村 断層 [ 以下の [注] 参照 ] については， [ 宿毛図幅の東隣の ] 土佐中村図幅地域内の宿毛市 黒川において 北側の竜ケ迫層 [ T1～3 ] と 南側の弘見層 [ H1～5 ] とを画する断層面が観察される。 断層面の走向は E - W， 傾斜は 50°S である。 この断層は 南傾斜の衝上性断層の点で注目される。 さらに， この断層に沿う擾乱帯が諸所に認められ， たとえば 湊浦 の南東方や小筑紫付近では 泥質岩（とくに弘見層のもの）は強く剪断され， 剪開が著しく発達している。
宿毛図幅地域の北方にひろがる宇和帯の南縁部だけが宿毛図幅地域内に入っており， 内海層 [ U1～3 ] で占められる。 １背斜が南よりに存在し， 北翼が広く分布し， その北側に向斜の北翼が狭いながらも認められる。 僧都川沿いの 梶郷 [ ← 宿毛図幅地域の北端から南方 1.5 km・東西中央付近 ] の北方の U3 部層が分布するブロックは， 大局的にみて 上記の背斜の南側に位置すると考えられる向斜の南翼を代表し， ここでは 小褶曲構造が発達する。 宇和帯における地層の傾斜は 他の帯の場合に比べてかなりゆるやかである。 地層の傾斜は 背斜の北翼あるいは向斜の南翼では 概して 30～40°で， しばしば 20°内外となるが， 背斜の南翼（または 向斜の北翼）では 全体としてより急になり 30～50°である。
北部・中部 および 南部に分けられる。 地層の一般走向は 北部において E - W であるが， 南部では NE - SW となる。
北部 : 断層を介して 北より南へ 御荘・城辺・柿ノ浦・西海亜帯に分けられる [ 第 5 図 ] 。 北側の亜帯ほど 白亜系の中のより 上位の地層が分布する傾向がある。
御荘 亜帯 は 御荘層 [ M1～6 ] で占められ， 種々の方向の断層によって多くのブロックに切断されているが， 大きくみると 軸が東へプランジする向斜構造（御荘向斜）を形成している。 地層の傾斜は 北翼では 40～75°（概して 60～70°）で， ときどき逆転しており， 南翼では いくぶんゆるくなって 30～75°（概して 40～70°）で， 向斜軸面は北へ急傾斜する。 小褶曲構造が ところどころに発達している（例 : [ 宿毛図幅の ] 西端の海岸沿いの M4・M5 部層 および [ 宿毛図幅地域の北西端から南東方 2.5 km の ] 菊川 中組の東方の M4 部層）。 御荘帯の南限を画する断層線の位置は 地形によく表現されている。 なお， [ 宿毛図幅地域の北端から南方 1 km 強・東西中央付近の ] 惣川 [ ← 惣川の源流域 ] 付近の道路沿いに露出する M1 部層は 北半では北へ正常に傾斜するが， 南半では南へ逆転する。
城辺 亜帯 は 主として城辺層 [ J1～6 ] からなり， 全体として北傾斜の同斜構造を示すが， この構造は 大きくみると 御荘向斜の南翼部を代表しているものと解される。 本亜帯の南縁西部の西海層 N6 部層 [ ← 宿毛図幅地域の西端の船越の北の N6 部層 ? ] に認められる背斜 - 向斜は， 御荘向斜や 後述の西海向斜・柿ノ浦向斜と 同次元 [ 意味不明 ] の背斜構造の軸部あたりに発達しているものと考えられる。 地層は 北へ 一般に 70～80°， ときどき 40～60°傾斜し， また 本亜帯の東部の南縁部では ところどころ南へ逆転している。 小褶曲構造は 御荘町 高畑 [ ← 船越の北西方 1 km 強 ] 付近から同町 中浦 [ ← 船越の北方 2.5 km の西方（伊予鹿島図幅地域内） ] の半島の西岸にかけて J2・J3・J4 あるいはJ5 部層に， さらに 一本松町 内尾串 [ ← 宿毛図幅地域の北東隅から西南西方 8 km ] の南方の J3 部層にみられるように， ところどころに発達している。
柿ノ浦 亜帯 は 城辺層 [ J1～6 ] からなり， 向斜構造（柿ノ浦向斜）を形成する。 本亜帯と城辺亜帯との境界をなす断層は背斜の軸部にあたっている。 柿ノ浦亜帯の主部（深浦 [ ← 宿毛図幅地域の北西隅から南東方 10.5 km ] の東方）では 向斜の北翼の地層は 一般に 70～80°（局部的に逆転）， 南翼の地層は多少ゆるくなって 60～75°の傾斜を示し， 軸面は北へ急傾斜する。
西海 亜帯 は 西海層 [ N1～6 ] からなり， 軸が西へプランジする向斜構造（西海向斜）を形成する。 北翼の地層の傾斜は 一般に 60～75°で 局部的に逆転しており， 南翼は 全体として多少ゆるくなって 40～75°（しばしば 60°ないし それ以下）である。 軸面は北へ急傾斜する。 小褶曲構造がところどころに発達している（例 : [ 宿毛図幅地域の西端・南北中央付近の ] 西海町の半島 [ = 船越半島 ] の南部の N1 部層， [ 伊予鹿島図幅地域の東部・南北中央付近の ] 半島の西岸の道路の N2 部層， [ 伊予鹿島図幅地域から宿毛図幅地域にかけての ] 半島の北岸の N4 部層）。
中部 : 断層によって 北より南へ 山北・篠川・稲津・宇須々木・鹿崎亜帯に区分される [ 第 5 図 ] 。 鹿崎亜帯を除いて 大局的には北側の亜帯ほど 白亜系の中のより上位の地層が分布している。
山北 亜帯 は 大きくみると複向斜構造（山北向斜）を形成し， 中村層 [ Nk1～4 ] の中の比較的上部の地層 [ = N2～4 ? ] を伴いながら 山北層 [ Y ] が 向斜軸部に現われている。 軸面が北へ倒れる転倒褶曲構造の発達することが特徴的である。 地層の傾斜は 30～60°である。
篠川 亜帯 は 中村層 [ Nk1～4 ] からなり， ここでは地層が褶曲しながら 本層中の比較的上部の地層 [ = N2～4 ? ] が北部に分布している。 地層は 60～80°（多くの場合 70～80°）の角度で傾斜するが， ときどき逆転している。 褶曲構造のうち 転倒褶曲構造がよく発達していることが特徴的であり， 軸面は南あるいは北へ倒れるが， 後者の場合はとくに北部にみられる。 宿毛 [ 市街 ] 以北の中村層には 地質図に示した以外にも 規模のより小さい褶曲構造がよく発達している。 中筋帯の中部の南限を画する野地 - 国見断層を介して中角層 [ Nt ] に衝上する篠川亜帯の中村層は， 断層近くで 幅数 100 m ないし それ以上にわたって泥質岩が著しく剪断され， ブーディン構造がよく発達している。
稲津 亜帯 は 稲津層 [ In ] で占められ， 北傾斜の同斜構造をなしているが， この構造は大きくみると 山北層 [ Y ] を軸部に現わす大きな複向斜構造の南翼部の一部を代表しているとみなされる。 地層は 60～75°の傾斜を示す。 城辺町 大浜の南方海岸では地層がしばしば逆転している。
宇須々木 亜帯 は 断層によって有岡層 [ A1～3 ] からなる北側のブロックと 宇須々木層 [ Us ] からなる南側のブロックに分けられる。 有岡層のブロックでは 地層は北傾斜の同斜構造を呈し， 地層の傾斜角度はおおむね 70～75°， 部分的に 50～60°で， 局部的に小褶曲構造が発達する。 この [ 有岡層の ] ブロック内には [ 宿毛（市街）の西方 1.5～2.5 km の地域で ] 中角層 [ Nt ] からなるブロックが断層ではさみこまれており， ここには小褶曲構造が認められるが， 大きくみると地層は南へ向かって上位になる。 このブロックは 後述の中角向斜の北翼の延長にあたるであろう。 中角層のブロックの北限をなす断層については， [ 宿毛（市街）の西南西方 2 km の ] 宿毛市 新田 の北方に 走向 N 75°E， 傾斜 75°N の断層面が観察され， それに沿って幅 8 m 内外の断層粘土帯がみられる。 宇須々木層ブロックの地層は小褶曲構造を示すが， 基本的に北傾斜の同斜構造をなし， 傾斜角度は 概して 70～80°である。 このブロックでは 背斜の南翼または向斜の北翼の地層が部分的に逆転する。 宇須々木亜帯の北限をなす脇本断層 （甲藤（1961・1977c）の国見断層の西端部にあたる）は 地形変換線を通り， [ 宿毛（市街）の西南西方 7 km の ] 脇本では顕著な断層破砕帯が伴われる。 脇本断層は 野地 - 国見断層によって切られているが， 中村層分布域と有岡層分布域とを画し， さらに 四万十累層群中の古第三系の部分がこれより以北に分布しないという点で, 野地 - 国見断層と同じような規模の重要な断層とみなされる。 宇須々木亜帯は 中角亜帯とともに 中筋地溝帯の西部を占める。 宇須々木亜帯と鹿崎亜帯とを一括した区域は， 中筋帯の南部に衝上する中筋帯の中部の前縁部を占める。 これら両亜帯（有岡層ブロックの北部を除く）では， 広範囲にわたって泥質岩が著しく剪断され， ブーディン構造がよく発達している。
鹿崎 亜帯 は 鹿崎層 [ S1～3 ] で占められ， 本質的には 30～75°北傾斜の同斜構造を呈する。 泥質岩が卓越した S1 部層には 軸面が北へ倒れた転倒褶曲構造がみられる。 泥質岩を主とする S3 部層でも 地層がときどき逆転している。
南部 : 断層を介して 中角・有岡・竜ケ迫亜帯に区分される [ 第 5 図 ] （田中， 1977）。 [ これらの区分のうち ] 有岡 亜帯 は 宿毛図幅地域に発達しない。
北側の 中角 亜帯 は 中角層 [ Nt ] で構成され， 向斜構造（中角向斜）を形成する。 地層は 60～75°の傾斜を示し， 向斜の北翼ではしばしば逆転する。 宿毛図幅地域周辺のうち 中角亜帯には NE - SW 方向の新第三紀火成岩岩脈 [ ← Pq（石英斑岩）のみ ? ] が集中している点が注目される。
南側の 竜ケ迫 亜帯 は 竜ケ迫層 [ T1～3 ] からなる。 本亜帯の南半部では 向斜構造（竜ケ迫向斜）がみられ， この向斜の北西側には元来は背斜構造が存在したが， 軸部に断層が生じている。 向斜の北翼の地層は 60～80°傾斜し， 局地的に逆転することもあり， 南翼の地層の傾斜は多少ゆるくて 50～75°である。 軸面は北へ急傾斜する。 小褶曲構造が宿毛市 小筑紫の西方の T2 部層中に認められる。 本亜帯の北半部には小褶曲構造がよく発達し， 大局的には１つの複向斜構造を形成している。
宿毛図幅地域に関する限りでは 北側の弘見亜帯と南側の来栖野亜帯に分けられる [ 第 5 図 ] 。 地層は NE - SW の一般走向を示す。
弘見 亜帯 は 弘見層 [ H1～5 ] からなり， 大きくみて向斜構造（弘見向斜）を形成する。 地層は 概して 65～75°傾斜し， ときどき逆転する。 弘見亜帯は 中筋帯の竜ケ迫亜帯に衝上し， 小筑紫 - 江ノ村断層沿いに幅数 100 m にわたって弘見層の泥質岩は著しく剪断され， 場所によって むしろ千枚岩質となっており， あるいはブーディン構造がよく発達している。
来栖野 亜帯 は 宿毛図幅地域の南東隅にごく狭く分布し， 来栖野層 [ K ] で占められる。 地層は 40～75°NW の傾斜を示し， 部分的に逆転している。 東側や南側の隣接地域 [ = 宿毛図幅の東隣の土佐中村図幅地域と南隣の柏島図幅地域 ; 来栖野層の分布域から考えて 宿毛図幅の南東隣の土佐清水図幅地域も含む ? ] では 1～2 km おきに背斜・向斜の繰返しがみられる。
新第三紀の貫入岩類としては， 花崗岩質岩石・石英閃緑岩・閃緑岩・石英斑岩および安山岩の小岩体が 四万十累層群中に貫入している。 これらの岩体は 北の宇和島花崗岩（ 高月山 花崗岩）や南の足摺地方の花崗岩類の貫入に伴って形成されたものと考えられ， 貫入時期は中新世中期である。
花崗岩質岩石
[
G : 黒雲母花崗岩，
Gp : 黒雲母花崗斑岩
]
:
宿毛図幅地域の北西部に小岩株 ないし 岩脈として認められる。
[
宿毛図幅地域の北西隅から南東方 5.5 km の
]
御荘町
長洲
中組
の
北方
[
← 北北西方 2.5 km
]
の山地に露出する岩体は 灰白～白色を呈する細粒・緻密な岩石で，
黒雲母花崗斑岩
[
Gp
]
の周辺相にあたる（永井・鹿島，
1975）。
[
宿毛図幅地域の北西隅から東方 7～8 km にある
]
長月川の上流にみられる岩体は 黒雲母花崗岩
[
G
]
で，
接触する地層（石灰岩）に変成作用をあたえ，
スカルン（ざくろ石・透輝石・アクチノ閃石・緑れん石・方解石のほかに
石英・斜長石からなる）を生じている。
花崗岩質岩石の岩体は 一般に周りの地層に接触変成を与えているが， 直接する花崗岩体の みあたらない場合でも, 図幅地域の諸所において四万十累層群の岩石がかなりの広範囲にホルンフェルス化している。 おそらく 花崗岩の岩体が地下浅所まできていると推定される。 おもなホルンフェルス化地域は [ 宿毛図幅地域の北端・西部地域の ] 菊川 の上流流域から 和口川 の上流・ 長月川 の上流・ 僧都川 の上流の各流域をへて [ 宿毛図幅地域の北端・東西中央付近の ] 惣川 の上流流域にいたる宿毛図幅地域の北部， これより南側の西海町 船越の南方の半島 [ = 船越半島 ] の南部や 宿毛図幅地域の南東部の大月町 泊浦 [ ← 宿毛図幅地域の南東隅から西方 7 km 弱 ] 以南である。
細粒石英閃緑岩 [ Dq ] : 大月町 竜ケ迫 [ ← 宿毛図幅地域の南東隅から西北西方 8 km 弱 ] の南方の山地に岩脈をなして露出する。 岩石は粒状， 粗粒である。 鏡下では 斜長石・石英・角閃石（一部は緑泥石に変質）を主成分とし， 少量のカリ長石や黒雲母・不透明鉱物を含む。
角閃石閃緑岩 [ D ] : [ 宿毛図幅地域の南東隅から西北西方 3 km 強の ] 大月町 弘見の南東に幅 3 m 内外の岩脈として認められる。 岩石は暗緑色を呈し， 粒状であるが， かなり破砕されている。 鏡下では 斜長石・角閃石を主成分とし， 石基は変質が著しく， 不透明鉱物を含み， 二次鉱物として緑泥石・ぶどう石・炭酸塩鉱物を含む。
石英斑岩 [ Pq ] : 宿毛 [ 市街 ] の東方から [ 宿毛図幅の ] 東側の土佐中村図幅地域の北西部にかけて， さらに 宿毛図幅地域の北西部にも岩脈をなして露出する。 宿毛 [ 市街 ] 付近の岩脈は 主として NE - SW 方向（１地点で貫入面の方向は N 45°E～S 45°W， 傾斜は 80°E）にのび， 最も幅広い部分で 100 m 近くに達するようである。 宿毛図幅地域の北西部の岩脈は NW - SE 方向にのび， 長月川の上流の東方の山地 [ ← 宿毛図幅地域の北西隅から東方 7.5 km ] に露出するものは延長が 450 m， 最大の幅が 150 m 内外である。 これらの岩石は 白～灰白色・淡褐色を呈し， 斑状である。 鏡下では 斑晶として石英・アルカリ長石・斜長石・有色鉱物（緑泥石に変質）が観察される。 一般に 石基は変質が著しく， 宿毛 [ 市街 ] の東方の岩石は 変質鉱物として緑泥石・白雲母・方解石・ぶどう石を含む。 長月川の上流の東方の山地の岩体は 大部分が初生変質作用によって陶石化している。
安山岩
[
A
]
:
[
宿毛図幅地域の北西隅付近の
]
御荘町
菊川
中組
の
東方
[
← 南東方
]
に幅約 8 m の岩脈をなして露出する。
貫入面の方向は N 75°E～S 75°W，
傾斜は 80°N である。
岩石は灰色を呈し，
斑状である。
鏡下では，
斑晶として斜長石・緑泥石（元来は角閃石であったらしい）を含み，
石基は おもに斜長石・角閃石および不透明鉱物からなり，
二次鉱物として炭酸塩鉱物・緑泥石・ぶどう石を含む。
第四系には 主として更新世の段丘堆積物， および完新世の沖積層・海浜堆積物・崖錐堆積物がある。
段丘堆積物は 宿毛図幅地域内に発達するが， 伊予鹿島図幅地域内には分布しない。 段丘は ほとんどすべてが河岸段丘であり， 上位・中位および下位段丘に区分される。 上位段丘は 西部の城辺付近では標高 45～80 m であるが， 東へ向って高度を増し， 最北東部の篠川の沿岸では 120 m 内外の標高に達し， いっぽう [ 宿毛図幅地域の ] 南東部の弘見盆地では 標高 40～60 m である。 中位段丘の標高は 城辺付近において 25～40 m， 東方の一本松町の 奈路 ～中川付近では 40～60 m である。 下位段丘は 西部では 5～20 m の標高をもつ。
段丘堆積物は 砂岩・泥岩およびそれらのホルンフェルスの礫を主とし， ごくわずかの酸性～中性火山岩類の礫を伴う。 礫は いずれも 円礫を主とするが， 淘汰は著しく悪い。 下位段丘堆積層の基底は 宿毛図幅地域の西部では海面下に没するが， 東へ向かって分布高度を増し， 最北東部では 海抜 90 m 内外に達している。 段丘堆積層の厚さは 最大 10 m ぐらいであろう。
[ 宿毛（市街）の西南西方 7 km の ] 宿毛市 藻津 では 標高 20～40 m の中位段丘面をつくる ごく薄い新鮮な崖錐性角礫層の下位に, 10 m 内外の厚さにわたって比較的固化している砂礫層と砂質シルト岩（埋木を含み， 一部は軽石質）とが互層し， 亜角礫からなる礫層は下部に発達する（第 27 図）。 この地層は [ 宿毛図幅の東隣の ] 土佐中村図幅地域内の中筋層（甲藤・満塩， 1968）に相当すると考えられ， 関東地方の下末吉層に対比されるであろう。
[ 宿毛図幅地域の南東隅から西北西方 3 km 強の ] 弘見盆地の段丘堆積物は 現在の谷底面よりごくわずかに高い位置に基底があり， 海抜約 60 m まで分布し， おもに角礫からなり， 粘土層をはさむ。
崖錐堆積物としては 比較的顕著なものが 一本松町 中組の沢の北方流域 [ ← 宿毛図幅地域の北東隅から西方 9.5 km ] に認められる。 これは 後背山地を構成する砂岩の角礫ないし円礫からなる。 さらに 崖錐堆積物は 図幅地域内の諸所の山地斜面にも小範囲ながら分布するが， これらは地質図で省略されている。 崖錐堆積物の中には 黄色の降下火山灰層が挟在している場合がある。
沖積層は 河床堆積物 ないし 三角州性堆積物， および 山間の低平地ないし谷底に分布する堆積物で代表される。 三角州性堆積物は とくに 僧都川や松田川の河口部に発達している。 これらの沖積層は 四万十累層群由来の砂岩・泥岩や それらのホルンフェルスの砂・礫および粘土からなる。 ボーリング資料によると 僧都川の下流では 堆積物が 20 m あまりの厚さに達する （永井・鹿島， 1975）。 宿毛市街地では 堆積物の厚さが 27 m を少しこえ， 地下 10 m あまりの所に厚さ約 3.5 m の火山灰層をはさむ（甲藤・三井， 1974）。 この火山灰層は 西南日本―帯に降下した火山灰（あかほや or 音地 [ ← 音地（および「いもご」）は あかほや の別称 ] ）に相当するであろう。
海浜堆積物は 地質図では沖積層に含めておいた。 これは 砂岩・泥岩などの砂・礫からなるが， 場所によって， とくに [ 伊予鹿島図幅地域内の ] 船越半島の西部の海岸や 鹿島の海岸には， サンゴ体や貝殻などの破片からなる砂・礫が多い。
陶石 : 愛媛県 南宇和郡 御荘町および城辺町には 古くから陶石の産地が知られ， それぞれ 御荘陶石 および 僧都陶石 とよばれた。 これらの陶石を主原料とする作陶が「 御荘焼 」として文化 8 年（1811 年）から約 100 年間にわたって行なわれた。 長月川の上流の東方の山地 [ ← 宿毛図幅地域の北西隅から東方 7.5 km ] において 四万十累層群中に貫入した石英斑岩 [ Pq ] のレンズ状岩体（塚脇， 1975）は NW - SE 方向にのび， 延長 450 m， 最大の幅 150 m 内外で， 初生変質作用によって陶石化している。 この変質した岩体中の良質の部分はやや軟質で， 白～灰白色を呈する。 X 線解析によると 陶石は石英を主とし， 絹雲母および微斜長石を伴う。 御荘陶石の耐火度は 一般に SK16～18（1,460～1,500 ℃）程度で， ６個の試料の焼成収縮率（SK9 にて酸化焔焼成）が 4.59～11.96 % である。 また ６個の試料の化学成分の平均値（%）は下記の通りである。
| SiO2 | TiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | CaO | MgO | K2O | Na2O | 灼熱減量 | 合計 |
| 75.00 | 0.13 | 15.21 | 0.91 | 0.21 | 0.15 | 4.47 | 2.22 | 1.75 | 100.05 |
品質試験の結果， 御荘陶石は 可塑性に乏しく 単味 では成形が不可能である。 しかし， やや軟質で 白～灰白色を呈するものは 木節 粘土 [ = 炭化した木片を含むカオリナイト鉱物を主成分とする堆積粘土 ] または 蛙目 粘土 [ = 石英粒（珪砂）を含むカオリン質粘土 ] などの粘性原料を 30 % 添加する場合に 白磁用の素地として使用可能であろう。 本陶石の総埋蔵量は 鉱体の最低レベル（標高 350 m）以上で 280 万 t と算出され， このうちの 比較的良質と考えられる部分は 上記の総埋蔵量の約２割の 56 万 t 程度と推定される。 なお， 最近になって， 長月川の上流の西岸において作陶が復活されるようになった。
砕石 : 四万十累層群の砂岩が 愛媛県 南宇和郡 一本松町 奈路 [ ← 大平山の西北西方 2 km ] の西方， 満倉川 （ [ 宿毛図幅地域の北西隅から南東方 10.5 km の ] 深浦の湾に注ぐ）の左岸 および 宿毛市 湊浦 [ ← 宿毛（市街）の南南西方 5 km ] の東方において 砕石用として採取されている。 これらの砕石用の岩石は それぞれ 城辺層 J1 部層の上部の厚層砂岩 [ ← 奈路と満倉川 ] と 竜ケ迫層 T3 部層の厚層砂岩 [ ← 湊浦 ] である。 稼行は 小規模であり， 量的にも少ないために 地方の需要を充たすにすぎない。
鉱泉 : 愛媛県 南宇和郡 一本松町 奈路の西方の国道の中川隧道の西側出口の河床中に 川渡 温泉の泉源がみいだされたが， この場所は 現在は大水により埋没している。 しかし， [ その付近に ? ] 満倉 鉱泉とよぶ自噴泉があったことは 明治以前にさかのぼるが， 詳かでない。 川渡温泉は 昭和 46 年 5 月に 四万十累層群の黒色頁岩質泥岩 [ ← 城辺層の J2 部層 ? ] の中に垂直に 106 m 掘進され， 湧出量が毎分 300 l， 泉温が 22 ℃ の冷鉱泉である。 鉱泉水は 無色透明で 硫化水素臭を有し， フェノールフタレイン反応が顕著な強アルカリ性単純泉である。 現在は利用されていない。
地すべり : [ 伊予鹿島および宿毛 ] 図幅地域内において 著しい地すべりは発生していない。 ただし， [ 宿毛図幅地域内の北西部の ] 城辺町 深浦港の海岸に面した深浦・ 岩水 ・ [ 一本松町 ? ] 西組 の各地区， [ 宿毛図幅地域の西端に近い ] 御荘町 高畑地区 および 西海町の船越～ 久家 ・樽見・ 武者泊 の各地区は 愛媛県によって急傾斜崩壊危険地区として指定されている。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Kōchi (12) No. 88, 89
By Keisaku TANAKA (Written in 1979)
The Iyo-kashima and Sukumo sheet-map areas, south-western Shikoku, are geotectonically situated in the Shimanto Terrane of the Outer Zone of South-west Japan. They are occupied chiefly by the Shimanto Super-group of late Mesozoic to early Tertiary age, with subsidiary Quaternary deposits. Neogene intrusive rocks too crop out in the Sukumo quadrangle. Table 1 shows the geologic systems which are exposed in each mapped area.
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
The Shimanto Super-group is represented by an extremely thick geosynclinal sequence which consists mainly of mudstone and sandstone (often turbidite) alternating in various thicknesses and proportions, with minor conglomerate, limestone, siliceous shale, felsic tuff, and basaltic rocks. Its Cretaceous part occupies the northern tract of the present area, whereas its Paleogene part is restricted in outcrop to the south-eastern part of the Sukumo district. The strata are intensely folded and cut by many strike faults (commonly reverse faults), showing a noticeable zonal structure characterized by a prevailing south-ward (ocean-ward) vergence [ = shift ] . The structure of this area was essentially determined by an early Neogene diastrophic disturbance followed by felsic igneous intrusions.
The Cretaceous part of the Shimanto Super-group in Shikoku is stratigraphically tri-partite in terms of major cycles which are dominated by argillaceous rocks [ = sedimentary rocks formed from clay deposits ] in the lower part and by arenaceous rocks [ = sedimentary rocks composed of sand ] in the upper part. In the present area, the Cretaceous part comprises the upper part of the Middle Shimantogawa Group (mainly Cenomanian - Santonian) and the Upper Shimanto-gawa Group（Campanian - Maastrichtian) ; the Lower Shimanto-gawa Group (Lower Cretaceous) is not exposed here.
The upper part of the Middle Shimantogawa Group is represented by the Nishiumi Formation and the Uchiumi Formation to the north. The Nishiumi Formation, over 3,200 m thick, consists primarily of sandstone, accompanied by about 300 m of shaly mudstone in its relatively lower part. Equivalent to the upper part of the Nishiumi Formation are the Inazu and Ususuki Formations to the south. The Inazu Formation, more than 700 m thick, is made up of sandstone and subordinate shaly mudstone. The Ususuki Formation, over 900 m thick, comprises shaly mudstone and sandstone in nearly equal amount, with occasional slump beds. Some of the conglomeratic sandstone beds are interpreted as fluxo-turbidites. This formation contains radiolarians such as Amphipyndax enesseffi indicating early Campanian age and Dictyomitra duodecimcostata. The Uchiumi Formation consists of sandstone and subsidiary shaly mudstone, with a small lens of limestone and is probably lower than the Nishiumi Formation.
The Upper Shimanto-gawa Group is conformable with the Middle Shimantogawa Group. Its lower part is composed mainly of argillaceous sediments. Three formations of different facies are distinguished from north to south : the Jōhen Formation of turbidite-dominated facies, the Nakamura Formation of intermediate facies, and the Arioka Formation of neritic [ = 沿岸性の ] siltstone-dominated facies. These three formations are in fault contact with each other. In the Jōhen Formation, sandstone interbeds become west-ward less frequent and some of them thinner, finer grained, and better stratified. According to paleo-current analysis of the sedimentary structures, lateral curents were exclusively from the north in the Jōhen Formation, whereas they were from the south in the Nakamura and Arioka Formations. Longitudinal currents were from east to west in the Jōhen and Nakamura Formations.
The Jōhen Formation, more than 3,400 m thick, rests conformably on the Nishiumi Formation. It consists chiefly of shaly mudstone often interlaminated with sandstone. Turbidite sandstone beds are common and siliceous rocks, slump beds, and felsic tuff are occasional in this formation. Inoceramus (Endocostea) balticus, I. (Sphenoceramus) schmidti, Diplomoceras ? sp., and Maorites sp. occur in the lower part of the formation. The Nakamura Formation, over 2,000 m thick in the present area, is similar in gross lithofacies to the Jōhen Formation. But it is separated from that formation by the less common occurrence of turbidite sandstone and shaly mudstone interlaminated with sandstone. On the other hand, massiv siltstone is occasionally seen in the Nakamura Formation. Small lenses of limestone also occur scarcely. The lower part of the Nakamura Formation yields Inoceramus (Endocostea）balticus, Gaudryceras aff. denmanense, Solenoceras sp., Glyptoxoceras cf. indicum, and Natalites ? sp. Moreover, Baulites cf. rex is found outside the present area. The Arioka Formation, more than 1,300 m thick in the area, is richer in massive mudstone and siltstone than is the Nakamura Formation. Moreover, conglomelate, partly of fluxo-turbidite nature, is interbedded at some horizons within the formation. Vertebrite cf. kayei is found in the Arioka Formation, and Inoceramus (Endocostea) balticus and I. (Sphenoceramus）orientalis as well occur in the east-ward adjacent area.
The above three formations are correlated with the Campanian (Lower Hetonaian of the Japanese scale) for at least their respective lower parts and probably include the Maastrichtian (Upper Hetonaian), on the basis of the molluscan fossils mentioned above.
The upper part of the Upper Shimanto-gawa Group is represented by the Mishō Formation and the Yamakita Formation to the south. The Mishō Formation, over 2,500 m thick, consists of alternating sandstone- and mudstone-rich sequences, the former being dominant over the latter. This formation resembles the Nishumi Formation in the predominance of sandstone, but differs from that formation in that several thick mudstone-dominated sequences occur. Slump beds and felsic tuff are seen at several levels within the formation. The Yamakita Formation, more than 500 m thick, is composed mainly of sandstone accompanied by mudstone.
The Paleogene part of the Shimanto Super-group is divided into
the Muroto-hantō Group (Eocene-Oligocene）and the Sukumo Group (Oligocene).
Outside the present area
the Misaki Group (Oligocene～lower Miocene) is exposed
which
[
← and
]
represents the upper-most division of the super-group.
This group comprises the Hiromi, Shikazaki, and Kurusuno Formations. The Hiromi Formations, over 4,200 m thick, consists mainly of shaly mudstone or shale accompanied by sandstone, being characterized by the occurrence of basaltic rocks (lava and tuff). Its uppermost part (600 m）is dominated by massive sandstone. The sandstone of the Hiromi Formation is poor in quartz and rich in rock fragments (mainly volcanic rocks), as is the case with the Cretaceous. This formation contains radiolarians such as Dictyoprora mongolfieri characteristic of the middle to upper Eocene. The Shikazaki Formation, more than 1,900 m thick, is composed largely of shaly mudstone accompanied by sandstone. It corresponds to a part of the Hiromi Formation exclusive of its upper-most, sandstone-dominated part. The Kurusuno Formation is made up of shaly mudstone or shale and sandstone. The sandstones of the formation, as compared with those of the Cretaceous, tend to be richer in quartz and poorer in rock fragments (mainly volcanic rocks). This formation yields an Eocene foraminifer, Asterocyclina cf. stella, and some Oligocene bivalves such as Portlandia (Portlandella) watasei and Lucinoma hannibali, outside the present area.
This group is subdivided into the Nakatsuno Formation of neritic siltstone facies below and the Tatsugasako Formation of turbidite-dominated facies above. The two formations are faulted against each other. The Nakatsuno Formation, more than 800 m thick, consists chiefly of massive siltstone, with several interbeds of graded sandstone. Pebbly mudstone and felsic tuff are scarcely seen in this formation. Crassatellites cf. yabei and Venericardia subnipponica are found elsewhere. The Tatsugasako Formation, over 1,300 m thick, is composed of mudstone interbedded with graded sandstone and slump bed in its lower part, mudstone in its middle part, and sandstone, occasionally graded, in its upper part. In this formation, longitudinal currents were west-ward (better to say, south-west-ward) and lateral currents were both from the north and from the south. This formation yeilds such molluscan fossils as Portlandia (Portlandella) watasei and Lucinoma cf. hannibali.
Small masses or dikes of various kinds of igneous rocks are intruded into the Shimanto Super-group. They include biotite granite, quartz diorite, diorite, quartz porphyry and andesite. Intrusion of these rocks is probably dated at middle Miocene. Shimanto rocks are thermally metamorphosed to be hornfelsic in some parts of the area. This suggests that granitic rocks occur widely underground.
The Quaternary comprises terrace deposits, talus deposits and alluvium. The terraces (mostly river terraces）are of three different altitudes. Their deposits are composed of sand, gravel, and clay. Talus deposits are scattered in the area, but their occurrence is shown in only one place on the geologic map. The alluvium, consisting of sand, gravel and clay, are distributed along valleys and beaches.
A small mass of quartz porphyry near the north-western margin of the Sukumo sheet-map area is altered to be useful for pottery stone. Sandstones of the Shimanto Super-group are locally used for macadam [ = 砕石 ] . A mineral spring occurs about 2.5 km south-west of Ippommatsu, but is now concealed by flood deposits.
昭和 55 年 1 月 7 日 発行 著作権所有 通商産業省 工業技術院 地質調査所 (C) 1980，Geological Survey of Japan