Koji WAKITA*, Kazuhiro MIYAZAKI*, Seiichi TOSHIMITSU*，Shunji YOKOYAMA** and Masaharu NAKAGAWA**
* Institute of Geology and Geoinformation
** Faculty of Sciences, Kochi University
（Written in 2006）
The Ino district is located in the central part of Kochi Prefecture, Shikoku Island, Japan with latitude and longitude ranging from 33°30′ to 33°40′ north and 133°15′ to 133°30′ east, respectively. The region is underlain by Paleozoic to Cenozoic formations with the Southeastern and North and Northwestern parts consisting mainly of lowland and mountain ranges, respectively. The trend of river streams and mountains are from ENE to WSE, parallel to the general direction of geologic structures. The geologic entities of the Ino district are divided into four types which are the sedimentary formations, accretionary complexes, metamorphic complexes and igneous rocks. The oldest sedimentary formations in this district are Silurian to Devonian in age. Triassic to Cretaceous sedimentary formations are widely distributed in the southern part of the district. Quaternary sediments are mainly found along major and minor river streams. Accretionary complexes of Permian, Jurassic and Cretaceous ages are dominant throughout the district. Chaotically mixed rock bodies formed in accretionary processes are widely distributed.
The metamorphic complexes of the Ino district are the Terano, Older Ino, Younger Ino and Sanbagawa Metamorphic Complexes. The Terano and Older and Younger Ino complexes are the main components of the Kurosegawa Tectonic Zone. The Sanbagawa Metamorphic Complex is distributed along the northern margin of the Ino district.
The Mitaki Plutonic Complex and ultramafic rocks is closely associated with the Terano metamorphic complex in the Kurosegawa Tectonic Zone. The dominant direction of the fault system is WSW to ENE followed by some faults with NNW to SSE orientation. Miocene felsic dykes intrudes into the Sanbagawa metamorphic and Jurassic accretinary complexes in the northern part of the area. There are no active faults in the district.
Figure 1． Summary of the geology in the Ino district.
1. Sedimentary Formation
1.1 Silurian to Devoninan
The Silurian to Devonian sedimentary formations, called the Yokokurayama Group, range in age from Late Silurian to Early Devonian. They are composed of felsic tuffs and tuffaceous sedimentary rocks of the marine environment. Major lithology is felsic tulfs of greenish blue or white in color. The limestone contains Silurian corals, and the tuff and shale contain radiolarians of the Silurian to Devonian age.
1.2 Triassic
The Triassic sediments consist of the Zohoin Formation (Middle Triassic) and the Kochigatani Group (Late Triassic). The Zohoin Formation is made up mainly of dark grey and sandy mudstone with some fine-grained sandstone beds containing bivalves (Daonella) and a few ammonoids. Its thickness is about 140m or less. The Kochigatani Group is composed of mudstone, sandstone, conglomerate and felsic tuff. The sediments contain many bivalve fossils, such as Oxytoma, Halobia, Tosapecten and Monotis. Although its stratigraphy is probably incomplete, the thickness of the sediment is estimated at 800 meters or more.
1.3 Jurassic
The Jurassic sediments consist of the Middle Jurassic Keta Formation, Middle to Late Jurassic Iwameji Formation and Late Jurassic (to Early Cretaceous?) Torinosu Group. The Keta Formation is made up of dark grey mudstone and fine-grained sandstone, yielding only radiolarian fossils with thickness of 440 meters or more. The Iwameji Formation and the Torinosu Group are composed of mudstone, sandstone and conglomerate with dark grey limestone, and yield many fossils such as mollusks, coral and echinoderms. Their thickness are more than 600 and 300 meters, respectively.
1.4 Cretaceous
The Cretaceous sediments are divided into two groups in the Ino area. These are the Lower and Upper Cretaceous. The Lower Cretaceous consists of the Kaisekiyama, Tosakamo, Kurohara and Yotsushiro Formations. The Kaisekiyama Formation unconformably overlies the Siluro-Devonian Yokokurayama Group. It is mainly composed of sandstone, mudstone and conglomerate, with coarse-grained quartz arenite with thickness of more than 1000 meters. The formation is probably correlated to the Hauterivian to Barremian. The Tosakamo Formation is made up of sandstone, mudstone and conglomerate with thickness of more than 650 meters. It is probably correlated to the Barremian to Aptian. The Kurohara Formation is composed of mudstone, sandstone and conglomerate, with large-scaled slumping of alternative beds of sandstone and mudstone in the middle part. The sediment is more than 800 meters thick and is correlated to the Aptian. The Yotsushiro Formation consists mainly of dark grey mudstone and interbeds of sandstone in the lower part with thickness of about 600 meters. It is correlated to the Albian. The Upper Cretaceous is composed of the Miyanohara Formation belonging to the Sotoizumi Group. This formation is lithostratigraphically subdivided into four parts. These are the My1 (slumping deposits of mudstone with sandstone layers, over 150 meters thick), My2 (mudstone predominant facies, about 55 meters thick), My3 (sandstone predominant facies, about 30 meters thick), and My4 (mudstone predominant facies, more than 170 meters thick). This formation yields many molluscan fossils and is correlated to the Early to Middle Cenomanian.
1.5 Quaternary
The Quaternary sediments are distributed in the Southeastern part and along major river streams of the district. They are present in river bed deposits, terrace deposits, fan deposits, natural levee deposits, back marsh deposits and abandoned river deposits.
2. Accretionary complexes
2.1 Permian
Three units of Permian accretionary complexes are distributed in the southern part of the district. These are the Nagatake, Ichinose, and Shingai units. They are composed of pebbly mudstone, sandstone, mudstone, conglomerate, chert, limestone and basalt. They are less sheared than the Jurassic accretionary complexes in this district. The mudstones contain Permian radiolarians and the limestone yields Permian fusulinids, trilobites, and corals.
2.2 Jurassic to earliest Cretaceous
Jurassic to earliest Cretaceous accretionary complexes of the Chichibu terrane are one of the major components of the district. It is mainly composed of sandstone, mudstone, siliceous mudstone, chert, siliceous claystone, limestone and basalt. They are derived from Ocean Plate Stratigraphy to form the mélange complexes. The Kawamata and Omoiji units were subjected to Sanbagawa metamorphism in Cretaceous time. The Shogase, Kunimiyama and Nakaoi units belong to Early to Middle Jurassic time. The O-hirayama, Togano and Sambosan units belong to the Early Jurassic, Early Middle Jurassic, Middle Jurassic and Late Jurassic to earliest Cretaceous ages, respectively.
2.3 Cretaceous
The Han'yama unit, a part of the Late Cretaceous accretionary complex of the Shimanto terrane is distributed at southeastern part of the Ino district. It is mainly composed of alternation of sandstone and mudstone, which are deposited as trench turbidites. The formations are tectonically stacked by the accretionary tectonics in Late Cretaceous time.
3. Metamorphic complexes
The Terano, Older Ino, Younger Ino and Sanbagawa Metamorphic Complexes are distributed in the Ino district. The Terano Metamorphic Complex is composed of amphibolite and biotite gneiss. Their radiometric ages range from Ordovician to Jurassic, most of them cluster around 400 to 450 Ma. The Older Ino Metamorphic Complex is composed mainly of mafic schist that was subjected to epidote-glaucophane schist to albite-epidote-amphibolite subfaceis metamorphism. Its metamorphic age is Carboniferous. The Younger Ino Metamorphic Complex is composed mainly of mafic and pelitic schists. They were subjected to the pumpellyite-actinolite subfacies metamorphism. Its radiometric ages range from Late Triassic to Jurassic.
The Sanbagawa Metamorphic Complex can be divided into three units, which are the Omoiji, Kawamata, and Dogauchi units. The Omoiji unit is composed of pelitic phyllite, metabasaltic tuff and lava, metasandstone, metachert and crystalline limestone. The Kawamata unit is composed of pelitic schist, mafic schist, siliceous schist, crystalline limestone and psammitic schist. The Dogauchi unit is composed of pelitic schist with small amount of mafic schist. These units are exposed to the pumpellyite-actinolite sub facies metamorphism. Their K-Ar ages range from 80 to 95 Ma.
4. Igneousrocks
The Mitaki Plutonic Complex and ultramafic rocks are closely associated with the Terano Metamorphic Complex and are composed of granodiorite, tonalite and granite. Ultramafic rocks are distributed along the ENE trending high-angle faults within the Younger Ino Metamorphic Complex and Permian to Jurassic sedimentary rocks, and between the Terano Metamorphic Complex and the older or Younger Ino Metamorphic Complexes. It is composed of sheared and massive serpentinites. The Miocene felsic dykes intrude into the Omoiji unit of the Sanbagawa Metamorphic Complex along the Kamiyakawa Tectonic Zone. It is composed of rhyolite, dacite and fine-grained porphyritic granodiorite.
5. Resource geology
There are several industries involving limestone, serpentinite, sandstone, river gravel and clay in the Ino District. Bedded manganese and manganese iron deposits are closely associated with chert and greenstone in the Northern Chichibu terrane of the district. The Kunimiyama mine in Kagami Village was one of the largest manganese iron mines in Japan. Limestone has been mined since the early Showa era at many places in the district such as the Arakura, Kiragamine, Amazaki, Ohirayama, Torinosu and Katsumori. The deposits occur as lenses or beds within the Chichibu belt. The Kiragamine and Katsumori mines are presently still in operation. Serpentinite is quarried at Rendai-Engyoji and Hidaka-mura areas in the Kurosegawa Tectonic Zone. The ores containing serpentinite has been shipped since 1965 for iron-smelting. Sandstone is quarried for concrete aggregate and road metal at Nishibun in the Shimanto belt. Gravels have been dug from dry riverbeds in the Niyodo area mainly for concrete aggregate. Some clayey sediments belonging to the Quaternary non-marine formations have been used for pottery and roofing tile.
Eleven spas presently operate in the district. Seven cold mineral springs occur in the valleys of the Chichibu terrane and one near the Butsuzo tectonic line. On the other hand, three hot springs flow out from the wells in the district, with depth ranging from 1200 to 1700 meters. The spring waters are rich in sodium chloride.
Many limestone caves such as Amazaki-shonyudo, Saruta-sekkaido and Fudogaiwaya-dokutsu occur in the drainage basins of some rivers. Several waterfalls such as the Tarunotaki, Heikenotaki and Odarunotaki are well-known for their magnificent views in the mountainous regions of the district.
6. Geohazard
Many landslides occur in the accretionary complexes of Permian and Jurassic and Sanbagawa metamorphic complex in the Ino district. The landslides that occurred in the accretionary complex of Jurassic age originated on slopes composed mainly of pelitic rock. The landslides occur due to shearing along the low-angled cleavage or schistosity of intercalated greenstone beds. The main slip cliffs of landslides are located in mountain ridges with bases far from rivers. The landslide incidents in these areas are high. Some landslides also occur in Cretaceous sedimentary formation, Younger Ino Metamorphic Complex, Mitaki Plutonic Complex and serpentinite.
The 1970 Niyodo river disaster was triggered by heavy rainfall. In this incident, debris flowed more than 1000 meters from their origin. The entire Ino town area turned into a dammed-up tributary floor which was completed flooded.
西南日本外帯の秩父累帯付加コンプレックス分布域内に周囲と断層で境され断片的に分布する高変成度変成岩類及び珪長質火成岩類はそれぞれ寺野変成岩類及び三滝火成岩類（市川ほか，1956）と呼ばれている．寺野変成岩類と三滝火成岩類にシルル―デボン系を加えた3つの地質体は互いに密接に伴って秩父累帯中に分布する．これらの地質体の分布は断片的であるが，ある特定の構造帯に限って現れるとの考えから，これらの地質体が分布する構造帯は“黒瀬川構造帯”と呼ばれた（市川ほか，1956）．当初，この構造帯は古生代末の大規模な地殻変動により基盤にまで達する不連続帯が東西に延長して形成されたためにできたと考えられた（市川ほか，1956）．その後，“黒瀬川構造帯”を構成する地質体には蛇紋岩などの超苦鉄質岩類や様々な条件で形成された変成岩類（本報告の古期及び新期伊野変成コンプレックス）などが加えられ，“黒瀬川構造帯”を構成する岩石はユーラシア大陸東縁に付加した成熟した島弧の断片であるという考えが出された（Maruyama et al., 1984）．さらに，“黒瀬川構造帯”の低変成度変成岩類の分布とその年代学的な研究が進み，“黒瀬川構造帯”は西南日本内帯の先ジュラ系の構造的外座地質体もしくは巨大クリッペであるとの指摘がなされている（磯﨑・板谷，1991）．
佐川町馬の原に分布する寺野変成コンプレックスの単斜輝石ざくろ石角閃岩がグラニュライト相の変成岩である可能性について最初に報告したのは端山（1959）である．同様な単斜輝石ざくろ石角閃岩は高知市塚ノ原，日高村妹背峠付近からも見つかつている（丸山，1976；吉倉，1977；Yoshikura et al., 1981）．単斜輝石ざくろ石角閃岩の形成条件として10kbar，800-850℃が見積もられている（丸山，1976；Yoshikura et al., 1981；Yoshikura, 1985）．これらの変成条件は角閃岩相高温高圧部ないしグラニュライト相低温高圧部（高圧グラニュライト）の条件に相当する．グラニュライト相の形成条件が推定されたざくろ石角閃岩に含まれるパーガス閃石のK-Ar年代は409±21Maである（Yoshikura et al., 1981）．他地域から報告されている寺野変成コンプレックスの放射年代はジュラ紀からオルドビス紀に及ぶが，その多くは400Ma前後に集中する（Yoshikura et al., 1990）．これらの高変成度変成岩類のジルコンのU-Pb年代測定は行われていない．寺野変成コンプレックスの黒雲母片麻岩は一部で花崗閃緑岩及びトーナル岩を伴っており，部分溶融が進行したミグマタイトのように見える部分が存在することが報告されている（鈴木，1975）．
横倉山レンズ状岩体において，三滝深成コンプレックスはシルル―デボン系に不整合に覆われる（安井，1984）．三滝深成コンプレックスは主に中粒―粗粒で塊状の石英閃緑岩―花崗岩からなる（Yoshikura，1985）．記載岩石学的及び岩石化学的特徴より，三滝深成コンプレックスの花崗岩類は高変成度変成岩類に関連して形成され，圧縮テクトニクスにより定置したと推定されている（Yoshikura，1985）．本地域内に分布する三滝深成コンプレックスの年代測定は行われていない．四国中―西部に分布する三滝深成コンプレックスの花崗閃緑岩中のジルコンU-Pb年代は441.9±4.5,441.5±4.4,439.7±10Maである（Hada et al., 2000）．
東隣の「高知」地域内では，新期伊野変成コンプレックス内に発達する東西走向の高角断層沿いに分布する蛇紋岩中にローソン石，ひすい輝石，藍閃石，パンペリー石を含む低温高圧型変成岩が産出する（Maruyama et al., 1978）．これらの構造岩塊の中には3回の変成作用が識別できるものがあり，最初に低圧型の中―高変成度の変成作用，次にひすい輝石―藍閃石型変成作用，そして最後に高圧下での後退変成作用を受けている（Maruyama et al., 1978）．
伊野層の変成苦鉄質片岩のフェンジャイトK-Ar年代は352-394Ma（植田ほか，1980）であり，前述の微化石の年代と矛盾する．伊野層中の断層に沿ってレンズ状に分布するより高変成度の結晶片岩中のフェンジャイトのK-Ar年代は317-327Maである（植田ほか，1980）．また，蛇紋岩中の構造岩塊として産するひすい輝石を含む高圧型変成岩のフェンジャイトK-Ar年代は208-240Maである（Maruyama et al., 1978）．
地質図では省略したが，東西走向の高角断層沿いに分布する蛇紋岩中には淡緑色単斜輝石＋ローソン石＋パンペリー石を含む変成苦鉄質岩が構造岩塊として含まれる．淡緑色単斜輝石はオンファス輝石である可能性がある．低温高圧型変成作用で生じた変成岩ブロックが蛇紋岩中に構造岩塊として産する例は東隣の「高知」地域内で報告されており，変成苦鉄質構造岩塊からローソン石＋パンペリー石＋藍閃石，ひすい輝石（エジリン質ひすい輝石，クロロメライトを含む）＋石英の組み合わせが報告されている（Maruyama et al., 1978）．この構造岩塊が受けた変成作用は新期伊野変成コンプレックスが受けた変成作用に比べ明らかに低温高圧であり，ローソン石藍閃石片岩亜相の変成相を示す．
高知市周辺及びその東方地域では，Kobayashi et al.（1945）が層序を明らかにした．東隣「高知」地域では，石崎（1960）が上部古生界を，会新屋敷石灰岩・宮ノ口層・新改層・天秤層・杉田層・岩改層・休場層と区分した．同じ地域をSuyari（1961，1962）は白木谷層群／高岡累層（前―中期ペルム紀）・休場累層／市ノ瀬累層（後期ペルム紀）と区分している．甲藤ほか（1961）は，白木谷層群土佐山累層（前―中期ペルム紀）・高岡累層（前―中期ペルム紀）と区分している．
「伊野」地域で今回処理した試料から，放散虫は抽出できなかった．しかし，本層は東隣「高知」地域の白木谷層群・休場層群ないし新改層の泥岩やチャートからは，中―後期ペルム紀の放散虫化石が報告されている（須鎗ほか，1983；Isozaki，1987）．高知市鏡草峰川口では，ペルム紀のサンゴ化石Corallia gen. et sp. indet．が報告されている（平田，1975）．
本層群及びその相当層は多くの化石を産することで古くから研究がなされてきたが，「伊野」地域では非常に複雑な地質構造のため層序の概要をつかむのが容易ではない．この複雑な地質構造は古くから指摘されており，その層序を明らかにするため小林ほか（1940）などは本層群から産出する動物化石群と，地質構造の単純な山口県の美祢層群の化石群（片山，1939など）との比較を行い，岩相上，下部，中部，上部に分けられ，化石群から4つの層（Oxytoma-Mytilus層，Holobia-Tosapecten層，Myoconcha層，Entomonotis層）に分けられると考えた（Kobayashi and Ichikawa，1950a；小林・市川，1951）．一方，甲藤ほか（1956）は小林ほか（1940）らの層序を見直し，本層群を上部亜層群，下部亜層群に分け，さらに下部亜層群を上下に分けた．これらは以下の化石層と対応する（甲藤ほか，1961；甲藤，1982a）．
本層群は，「伊野」地域内では，高岡郡越知町越知地区から高知市上本宮町まで東西にわたり断片的な分布をしている．このため，周囲の地層との層序関係は不明である．なお，徳島県那賀川流域では，本層群下部の東方延長にあたる寒谷層が下位にある中期三畳紀の臼ケ谷層（蔵法院層相当層）を整合あるいは一部非整合に覆っていると考えられている（Kobayashi and Iwaya，1941；山下，1950；平山ほか，1956）．また，この付近では寒谷層がペルム紀の付加体メランジュ相である檜曽根層群を不整合に覆うことが示されており，これは“坂州不整合”と呼ばれている（市川ほか，1953；石田ほか，2005a，b）．また，この地域では寒谷層を後期ジュラ紀―前期白亜紀の鳥巣層群相当層あるいは類似層が不整合で覆うと考えられている（平山ほか，1956；石田・香西，2003など）．
鳥巣層群からは多くの化石が産出し，特に産出するアンモナイトからジュラ紀後期の地層と考えられていた（例えば，甲藤ほか，1961；甲藤，1982a）．市川ほか（1982）は，四国や紀伊半島の鳥巣層群及びその相当層から産出したアンモナイトや放散虫から模式地鳥の巣を含む秩父帯南帯の鳥巣層群はジュラ系最上部から白亜系下部に対比され，黒瀬川構造帯にあるその相当層はジュラ系中部に対比されることを示し，両者が年代的に明らかに区別されるとした．また，模式地の鳥の巣付近の鳥巣層群についても放散虫や石灰質ナノ化石から白亜紀初期の年代が得られている（須鎗・石田，1985；Aita and Okada，1986など）．石灰岩と周囲の砂岩・泥岩などとの関係や，アンモナイトなどの大型化石の示す年代に比べ，概ね放散虫等の微化石の示す年代の方が若いと見積もられることから，石灰岩や大型化石がブロックとして取り込まれているとする見解（須鎗・石田，1985）があるが，鳥巣層群の模式地では石灰岩が下位の砕屑岩と漸移関係にあることが報告されている（Kano，1988）．
「伊野」地域内では有効な化石が産出していないが，「須崎」地域内の鳥巣層群の模式地付近の佐川町神原谷の神原谷砂岩層（木村，1956）から産出したアンモナイトPerisphincets（Aulacosphinctes?）aff. steigeri（Shimizu）からは後期ジュラ紀（キンメッリジアン（Kimmeridgian）期―ティソニアン期前期）の年代が示される（佐藤，2005）．一方，模式地の鳥の巣付近の谷地層から産出した放散虫や石灰質ナノ化石からは後期ジュラ紀（キンメリッジアン）から白亜紀最前期（ベリアシアン（Berriasian）期）の年代が出されている（Matsuoka and Yao，1985；Aita and Okada，1986；Kano，1988）．同じく谷地層の放散虫化石を検討した須鎗・石田（1985）はさらに若い年代バレミアン（Barremian）期を推定している．このことから本層群の堆積年代は後期ジュラ紀から前期白亜紀に及ぶと考えられる．
本地域西半部の中央には，中追ユニットが広く分布している．厚いチャートスラブや整然相の砂岩・泥岩とともに混在相の泥質混在岩があり，全体としてメランジュを構成している．部分的に見るとスラブ内部で，海洋プレート層序（砥石型粘土岩→チャート→珪質泥岩→泥岩・砂岩）の一部がしばしば保存されている．また玄武岩や石灰岩が泥質基質中に岩塊やスラブとして含まれている．国見山ユニットは本地域北東部に露出しており，中追ユニットより厚さの薄いチャート・玄武岩・砂岩泥岩互層などのスラブを伴う混在相である．海洋プレート層序は明瞭ではない．勝賀瀬ユニットは，中追ユニットの南側の構造的下位に分布しており，中追ユニットより小ぶりのスラブが多く，中追ユニットには少ない玄武岩溶岩のスラブをしばしば含む．また，チャートのスラブが中追ユニットより少ない．Maruyama（1981）により伊野層とされた地層の一部にジュラ紀放散虫化石を含む非変成の地層がある（Umeda et al.，2002）．本報告では，地質年代と岩相から越知町鴨地周辺の地質体と同じ勝賀瀬ユニットとした．秩父累帯北帯に分布する勝賀瀬ユニットが黒瀬川構造帯の新期伊野変成コンプレックス（伊野層）の構造的下位に窓状に露出していると解釈している．
本地域の三波川変成コンプレックスの構成岩はすべて低温の変成作用を被っている．特に，本地域の変成苦鉄質岩はパンペリー石とアクチノ閃石を変成鉱物として含むことを特徴としており，これらの鉱物を含む共生関係がNakajima et al.（1977）及びNakajima（1982）により詳細に調べられ，低温変成岩の鉱物共生と三波川変成コンプレックス低温部の温度構造の理解が大きく進展した．Itaya（1981）は本地域枝川川沿いの三波川南縁帯の泥質片岩の石墨化度を調べている．
本地域及び周辺地域の三波川変成コンプレックス泥質岩中のフェンジャイトK-Ar年代はItaya and Fukui（1994）で報告されており，砕屑性白雲母の影響を除くと，北から南へ78Maから約90Maと年代が古くなる．Itaya and Fukui（1994）はより北方の銅山川地域及び汗身川地域のフェンジャイトK-Ar年代も南に行くほど古くなる傾向があることを指摘し，そのような放射年代の地域的な変化を変成岩類の上昇速度もしくは冷却速度が南部ほど大きいことが原因であると考えた．この場合，フェンジャイトK-Ar年代は延性的変形の進行の影響を大きく受けていることになる（Itaya and Fukui，1994）．また，上八川―池川構造線（「伊野」地域の上八川構造線）へ近づくにつれフェンジャイトK-Ar年代が80Maと若くなる原因について，この付近に貫入した中新世珪長質貫入岩の火成活動の影響が指摘されている（Itaya and Fukui，1994）．
Itaya and Fukui（1994）で得れているフェンジャイトK-Ar年代を本報告の地層区分ごとに整理すると，川又ユニットで90Maでほぼ一定，思地ユニットでは90-95Maとなる．ただし，上八川構造線近傍の中新世の珪長質岩脈が貫入による年代値の若返りと，砕屑性白雲母の影響が指摘されている年代値（Itaya and Fukui，1994）は除いている．堂ヶ内ユニットのフェンジャイトK-Ar年代は本地域からは得られていない．北隣「日比原」地域内のフェンジャイトK-Ar年代として80-90Maが得られている（Itaya and Fukui, 1994）．
一方，香西・石田（2003），Kozai and Ishida（2003）は，彼らが徳島県下において進あている秩父帯の地帯区分の再編と前期白亜紀非海生二枚貝の種構成や群集の生息環境の考察から，オーテリビアン（Hauterivian）期の菖蒲型フォーナ（竹ヶ谷層群菖蒲層から産出）及び立川型フォーナ（物部川層群立川層から産出），後期バレミアン（Barremian）期の瀬林型フォーナ（群馬県の物部川層群瀬林層から産出；Kozai and Ishida（2003）では柚ノ木フォーナ（高知県の物部川層群柚ノ木層から産出）とされた），アプチアン（Aptian）期の日比原型フォーナ（同層群日比原層から産出）の4つを定義した．この内，竹ヶ谷層群の菖蒲型フォーナは帰属する地帯名をとって坂州動物群，残りの3つは正木動物群に含められている（Kozai and Ishida，2003）．そして彼らによれば，正木動物群は汽水生―淡水生軟体動物で特徴づけられ，坂州動物群は汽水生軟体動物で特徴づけられる．また，坂州動物群は南海層群型の動物群と，正木動物群は物部層群型の動物群と関係が深いとされる（Kozai and Ishida，2003）．
最近，高知市北部に分布する下部白亜系について，この物部川層群型の二枚貝化石群集と南海層群型の二枚貝化石群集の混在型の存在が報告されるようになってきた（近藤ほか，1999；香西・石田，2003）．これは「伊野」地域内の東部に位置する高知市北部の鴻ノ森地域とその東側延長部の下部白亜系であり，ここでは田代（1985b）の提案以来物部川層群と南海層群を分けるとされた断層（Tashiro and Kozai，1984など）が見当たらず，少なくともこの部分は一つの連続した地質体であると考えられている（近藤ほか，1999など）．
上記の化石の内，中部のものは高知県物部川地域の物部川層群日比原層下部に特有で（甲藤・田代，1982），上部のものは物部川地域の南海層群萩野層のものと共通性が高い．甲藤・田代（1982），Tashiro and Matsuda（1986b），香西・石田（2006）によれば，現在は観察できないが，これらの化石を産出したKu3の砂岩層の特徴も萩野層のものとよく似ており，化石相・岩相ともに対比できそうである．なお，黒原（地点R69）における本層中部（Ku2）からジュラ紀のものと思われる放散虫化石が産出したが（付表1），保存が悪く，二次化石か否か等の判断はできない．また，この試料からはいくつか有孔虫化石も産出したが同様に保存不良である．ただし，この地点のすぐ南側の泥岩層は剪断を著しく受けていること，この付近では地層の露出状況が良くないこと等から，地質構造が複雑になっている可能性もあるので，注意が必要かもしれない．
上記のうち，Parvamussium tosaenseは物部川地域の物部川層群日比原層からの産出が知られている（Tashiro and Kozai, 1986）．Inoceramus anglicusは英国のアルビアン期の地層から産出している種類であり，本層の堆積年代はアルビアン期が指示される．
13.4 外和泉層群
外和泉層群は，紀伊半島の和歌山県有田川流域の上部白亜系を模式として松本（1947）により設立された．模式地では，下部白亜系に整合及び一部非整合に重なり，また一部では“古生界”を不整合で覆うとされる（松本，1947）．佐川―越知地域の宮ノ原層はすでに福地（1941）により上部白亜系であることが指摘され，その後もKobayashi et al.（1945），小林（1950），Matsumoto（1954），Amano（1956）などで上部白亜系であることが確立していった．Matsumoto（1954）は徳島県勝浦地域の宮倉層が有田川地域の鳥屋城層に類似していることを指摘したが，四国で外和泉層群が認定されたのは甲藤・須鎗（1956）による高知県物部川地域の永瀬層・楮佐古層の新設の時であり，佐川―越智地域では磯見（1959），甲藤ほか（1961）により宮ノ原層がこれに帰属するとされた．外和泉層群は上述した徳島県勝浦川地域のほか，高知県西部の高岡郡檮原町付近などでも秩父累帯中の下部白亜系の中に点在して分布することが知られているが，いずれも周囲の地層とは断層で接しており，これらとの直接の関係は不明である．岩相や化石群の構成からは前期白亜紀南海層群（田代，1985b）に関係の深い地層，あるいはこれに重なる地層と考えられている（田代・川村，1995など）．
Nucula (Pectinucula) kochiensis Tashiro and Matsuda
Portlandia (s.l.) nagaseana Tashiro and Matsuda
Glycymeris (Hanaia) goshonouraensis Matsukuma
Crassostrea kawauchidensis Tamura
Cucullaea (Idonearca) ezoensis Yabe and Nagao
Arca (Eonavicula) tashiroi Matsuda
Pterotrigonia (s.l.) postulosa (Nagao)
Pterotrigonia (Ptilotrigonia) amakusensis Tashiro and Matsuda
Pterotrigonia (Ptilotrigonia) mifunensis (Tamura and Tashiro)
Pterotrigonia (Ptilotrigonia) miyanoharensis Tashiro and Matsuda
Myrtea (Myrtea) amanoi Matsuda
Thetis japonica (Yabe and Nagao)
Pachythaerus nagaoi (Matsumoto)
Anthonya apicalis Nagao
Goshoraia crenulata (Matsumoto)
Legmen sp.
Pholadomya (Pholadomya) japonica Amano
Pholadomya (Bucardiomya) hiratai Matsuda
Periplomya japonica Matsuda
動物化石（アンモナイト類）
Sharpeiceras sp.
上部（My4）
動物化石（二枚貝）
Cucullaea (Idonearca) ezoensis Yabe and Nagao
Actinoceramus tamurai (Matsumoto and Noda)
Crassostrea kawauchidensia Tamura
Pterotrigonia (s.l.) doii Tashiro and Katto
?Pterotrigonia (s.l.) posutlosa (Nagao)
Pterotrigonia (Ptilotrigonia) miyanoharensis Tashiro and Matsuda
Pterotrigonia (Ptilotrigonia) mifunensis (Tamura and Tashiro)
Pterotrigonia (Ptilotrigonia) tamurai Tashiro and Matsuda
Myrtea (Myrtea) amanoi Matsuda
Thetis japonica (Yabe and Nagao)
Anthonya apicalis Nagao
Anthonya mifunensis Tamura
Goshoraia crenulata (Matsumoto)
Goshoraia miyanoharensis Tashiro and Katto
Pholadomya (Pholadomya) japonica Amano
対比・堆積年代
上記の内，下部（My2）のPterotrigonia (Ptilotrigonia) ogawaiは九州の御所浦層群の中部や八代地域の宮地層などから報告されている（Tashiro and Matsuda，1983など）．中部（My3）の二枚貝化石類から，高知県物部川地域の長瀬層，吹越層の他，九州の御船層群下部，御所浦層群中―上部，静岡県赤石山地の水窪層，岩手県久慈地域の白亜系中部，北海道の三笠層等，いろいろな地域の二枚貝類化石群との類似性が指摘されている（Matsuda，1985など）．上部（My4）の化石群は九州の御所浦層群の上部や御船層群下部のものと類似する（Tashiro and Katto，1995）．
下部（My2）については，Pterotrigonia (Ptilotrigonia) ogawaiの産出から後期アルビアン期―前期セノマニアン（Cenomanian）期（Tashiro and Katto，1995），中部（My3）については，アンモナイトSharpeiceras sp.の産出から前期セノマニアン期（Matsuda，1985），上部（My4）については，Actinoceramus tamurai, Anthonya mifunensis, Pterotrigonia (Ptilotrigonia) tamuraiの産出から前期セノマニアン期の後期から中期セノマニアン期（Tashiro and Katto，1995）の堆積年代が示される．
「伊野」地域の地質図に描かれた主な断層を第16.1図に抜き出した．三波川帯，秩父累帯，黒瀬川構造帯，四万十累帯の地質体は，ほぼ東北東から西南西の方向に延びて地表に露出している．これは，東北東から西南西の高角な断層によって変位し，それぞれの分布が区切られていることに起因している．もっとも顕著な断層は，本地域の北部に走る上八川構造線と呼ばれる断層である．この断層に沿って，中新世の岩脈が貫入していることから，中新世の構造運動に関連した断層であると推定される．この断層によって，付加コンプレックスやその変成相の各ユニットを画するより低角の断層は変位させられている．清水構造線も上八川構造線と平行する断層である．「伊野」地域には他に，川又ユニットと思地ユニットの間に池川衝上断層（Hada and Kurimoto，1990），国見山ユニットと中追ユニットを画し，思地ユニットの南限を画する下八川断層（新称），中追ユニットと勝賀瀬ユニットを画する鷹羽ヶ森衝上断層（新称）などがある．また，本地域西部で，伊野変成岩コンプレックスの北限を画する断層として成山断層（新称）がある．
さらに，伊野変成コンプレックスは，西隣接の「上土居」地域で，非変成のジュラ紀付加コンプレックスの（中追ユニットに相当）の上にクリッペとしてほぼ水平に衝上している（Hada and Kurimoto，1990；磯﨑・板谷，1991）．同様の構造は，「伊野」地域の吾川郡いの町中追郷谷北西の尾根にある伊野変成コンプレックスの分布で認められる．また，伊野変成コンプレックスの分布中央にあり，従来伊野層に含まれてきた非変成付加コンプレックスは，岩相と地質年代から伊野変成コンプレックスより北側に分布するジュラ紀付加コンプレックスの勝賀瀬ユニットに対比される．他地域の伊野変成コンプレックスと非変成ジュラ紀付加コンプレックスの関係と分布形態から類推して，この非変成ジュラ紀付加コンプレックスの勝賀瀬ユニットは，伊野変成コンプレックスの構造的下位に位置し，構造窓として地表に露出しているとみなした．
「伊野」地域内の北部，秩父累帯北帯が分布する地域には，高知市鏡狩山，鏡柿ノ又，鏡吉原，高岡郡越知町鎌井田などに，マンガンあるいは鉄マンガン鉱床が存在した（吉村，1952，1969；沢村・吉永，1953；沢村ほか，1968；渡辺ほか，1973；桃井，1991）．中でも高知市鏡狩山にあった国見山鉱山鏡鉱床は日本有数の鉄マンガン鉱山として知られ，明治時代末期の発見から昭和36年の閉山までに約12万トンの鉱石を出荷したと言われている．鉱床はチャートと緑色岩の間に胚胎し，主な鉱石鉱物は赤鉄鉱，磁鉄鉱，ベメント石，菱マンガン鉱，ばら輝石であった．前期ペルム紀に海嶺近傍で熱水懸濁物から堆積したアンバーが，中期ジュラ紀に日本列島に付加したと推定されている（Kato et al., 2005）．
高知県と徳島県ではチャートが秩父累帯に豊富に分布し，その一部が耐火煉瓦用炉材珪石やセメント混合用軟珪石として利用されてきた（吉村，1952，1969；沢村ほか，1968，1971；渡辺ほか，1973）．「伊野」地域では，高知市鏡狩山，吾川郡いの町の柳瀬上分出来地・勝賀瀬などで，チャート層中にレンズ状をなして賦存する赤白珪石が耐火炉材用に採掘された．鉄マンガン鉱床には赤色チャートが密接に伴われ，鉄マンガン鉱床を生成した海底熱水活動の末期に堆積したものと推定されている（Fujinaga and Kato, 2005）．
蛇紋岩中にはロディンジャイトや変成苦鉄質岩の捕獲岩が含まれ，捕獲岩中にペクトライト，ソーダ沸石，ダトー石，方解石，ぶどう石，ゾノトラ石，グロッシュラーなど種々の鉱物の細脈が含まれている．珍しい鉱物も産出し，ローゼンハーン石Ca3Si3O8((OH)2-4xOx(CO3)x)，ヴァニャ石CaAlSiO4(OH)，タカラン石Ca12Al2H6Si18O54・15H2Oが円行寺地域で，スローソン石SrAl2Si2O8が鏡去坂，蓮台，日高村宮ノ谷で鉱物細脈として見出されている（Kato and Matsubara, 1984, 1986；Matsubara，1985；皆川・野戸，1985；Tagai et al., 1995）．新鉱物ストロナルス石SrNa2Al4Si4O16が蓮台でロディンジャイト中の細脈に発見された（Hori et al., 1987）．
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