中野・土谷（1992）で扱ったステージ I 噴出物のうち，山体崩壊に伴う噴出物は「岩屑なだれ堆積物・崩壊堆積物及び扇状地堆積物」のページに一括した．

石禿川火山岩
　林（1984a）の石禿川溶岩にほぼ相当する．鳥海山地域北西部，石禿川と赤川に囲まれた尾根（丸森 - 赤はげ）及び東鳥海馬蹄形カルデラ内の赤川上流に分布する安山岩溶岩及び火砕岩からなる．石禿川では天徳寺層を不整合に覆う．赤川上流標高 1, 450 - 1, 550 m では層厚 1-10 m の 9 枚以上の塊状溶岩と成層した凝灰岩，火山礫凝灰岩及び細粒砂岩層（第13図）などからなり，全層厚は 100 m 以上である．これらの火砕物の少なくとも一部は火山活動とは直接関係なく，二次的に堆積したものである．赤川上流標高 1, 150 m付近では固結した凝灰角礫岩（第14図）と塊状溶岩からなる．赤川標高 970 m付近の法体（ほったい）滝では層厚 50 m で，厚さ 2-5 m の 4 枚以上の塊状溶岩と火砕岩（一部は溶岩のクリンカー）の互層である．岩質は斜方輝石（含有）かんらん石単斜輝石安山岩（一部は玄武岩質）及び少量の斜方輝石単斜輝石安山岩で，変質していることが多い．

飯ヶ森溶岩
　おそらく林（1984a）の善神池溶岩に相当する．鳥海山地域北西部，飯ヶ森の北斜面に分布する安山岩溶岩流である．鶯川玄武岩を覆い，由利原岩屑堆積物に覆われるが，直接の関係は確認されていない．祓川神社の北 800 m 地点では 1 枚の溶岩流からなり，確認できた層厚は 15 m 以上である．分布の大部分は岩屑堆積物に覆われている．岩質はかんらん石斜方輝石単斜輝石安山岩である．

赤崩沢下部溶岩
　林（1984a）の下玉田川溶岩の一部である．鳥海山地域中央部，下玉田川上流の赤崩沢左股下部左岸や赤崩沢右股に分布する安山岩溶岩流である．下玉田川層を覆う．赤崩沢右股では層厚 15 m 以上の 1 枚の溶岩で，厚さ 3 m の二次堆積物（淘汰の悪い火砕物）を挟んで下玉田川層を覆う．岩質は斜方輝石かんらん石単斜輝石安山岩である．

赤崩沢右股溶岩
　林（1984a）の第二赤崩川溶岩にほぼ相当する．鳥海山地域中央部，下玉田川上流の赤崩沢右股上部に分布する安山岩溶岩流である．下玉田川層を覆う．また，おそらく赤崩沢下部溶岩を覆うが野外では確認していない．赤崩沢右股標高1, 170 m 付近では1枚の溶岩で，厚さは 20 m以上である．岩質は斜方輝石かんらん石単斜輝石安山岩である．

朱ノ又川溶岩
　林（1984a）の朱ノ又川溶岩にほぼ相当する．鳥海山地域中央部，下玉田川の支流，朱ノ又川の標高700 m 付近の谷底の小露頭（地質図では省略）及び左岸支沢上流で礫層（扇状地堆積物）を覆って分布する安山岩溶岩流である．左岸の支沢では，層厚 10 m 以上の 1 枚の溶岩で板状節理が発達する．岩質は斜方輝石単斜輝石安山岩である．


下玉田川溶岩
　林（1984a）の下玉田川溶岩の一部に相当する．鳥海山地域中央部，朱ノ又川の左岸及び下玉田川に分布する玄武岩溶岩流である．しばしば柱状節理が発達している（第16図）．朱ノ又川左岸上部では朱ノ又川 溶岩を覆う，層厚 8 m 以上の 1 枚の溶岩である．下玉田川右岸では厚さ 20 m の成層した砂礫層（二次堆積物）を挟んで下玉田川上部溶岩に覆われ，層厚 20 m以上の1枚の溶岩である．岩質は斜方輝石（含有）かんらん石単斜輝石玄武岩である．

下玉田川上部溶岩
　林（1984a）の下玉田川上流溶岩にほぼ相当する．鳥海山地域中央部，下玉田川本流 - 赤崩沢と朱ノ又川の間に分布する安山岩溶岩流である．赤崩沢左股の標高 900 m 地点の右岸で，下玉田川層中の玄武岩溶岩を直接覆う．また，成層した砂礫層を挟んで下玉田川溶岩を覆う．下玉田川右岸では厚さ 10 m 以上の 1 枚の溶岩である．岩質は斜方輝石単斜輝石安山岩である．

上ノ台溶岩
　林（1984a）の上の台溶岩にほぼ相当する．鳥海山地域中央部，日向川の北岸の上ノ台と呼ばれる緩斜面を構成する安山岩溶岩流である．新第三系及び蕗沢層を覆う．末端及び白沢川沿いは複数の崩落崖で切られている．層厚の確認できる露頭はないが，日向川支流蕗沢上部で比高 50 m 以上の崖をなす．岩質はかんらん石斜方輝石単斜輝石安山岩である．また，蕗沢の標高 700 m 地点で蕗沢層の中粒 - 細粒砂層を覆う，斜長石大型斑晶（最大径 8 mm）に富む溶岩（斜方輝石かんらん石単斜輝石安山岩）も本溶岩に含めた．

鳳来山火山岩
　
林（1984a）の三の俣溶岩の一部に相当する．鳥海山地域南西部，草津川に沿って鳳来山北から湯ノ台西へ南北に延びる尾根を構成する安山岩溶岩及び火砕岩である．鹿ノ俣川上流の火砕岩・溶岩層も本火山岩に含める．鳳来山東及び鹿ノ俣川上流では新第三系丸山層を不整合に覆う．鹿ノ俣川上流では鹿ノ俣川下部溶岩に覆われ，ほぼ北へ 15-20°傾斜する，成層した凝灰角礫岩や火山礫凝灰岩などの火砕岩が卓 越し，厚さ3-5 mの（玄武岩質）安山岩溶岩を挟んでいる．全層厚はおよそ200 mである．鳳来山付近から湯ノ台西の尾根では成層した凝灰角礫岩，凝灰岩及び凝灰質粗粒砂岩（やや固結）からなり，北西ないし西へ 30-50°傾いている．溶岩は鳳来山付近には分布するが，湯ノ台付近には認められない．岩質はかんらん石単斜輝石安山岩（玄武岩質）及び斜方輝石単斜輝石安山岩である．変質していることが多い．

月光川溶岩
　
林（1984a）の三の俣溶岩の一部に相当する．鳥海山地域南西部，藤倉川-月光川-鳳来山にかけて分布す る安山岩溶岩流である．天狗森火砕岩及び鳳来山火山岩を覆う．月光川上流金俣沢では少なくとも 4 枚 の溶岩からなり，いずれも 5-20 m の厚さである．全層厚は 50 m 以上である．さらに下流の月光川・藤倉川の合流点の南，吹浦地域南東部の月光川ダム下流に露出している溶岩（第18図）も本溶岩に含める． 吹浦地域内では扇状地堆積物，沖積扇状地堆積物及び河床堆積物に覆われている．岩質はかんらん石斜方輝石単斜輝石安山岩である．

藤倉川溶岩
　林（1984a）の三の俣溶岩の一部に相当する．鳥海山地域南西部から吹浦地域南東部にかけての，藤倉川 - 金俣沢及び南米沢に分布する安山岩溶岩流である．藤倉川及び金俣沢では月光川溶岩を覆う．南ノコマイ - 南米沢では扇状地堆積物を覆う．藤倉川では厚さ10 m 以内の少なくとも 5 枚以上の溶岩からなる．全層厚は50 m以上である．岩質は斜方輝石含有かんらん石単斜輝石安山岩である．

三の俣溶岩
　林（1984a）の三の俣溶岩の一部に相当する．鳥海山地域西部，西鳥海馬蹄形カルデラ南東部のカルデラ壁から三の俣にかけて分布する安山岩溶岩流で，カルデラ内では火砕岩を伴う．南米沢で藤倉川溶岩を覆い，カルデラ壁では最下位に露出する．南ノコマイ標高1,250 - 1,300 m付近で溶岩流を覆って厚さ2 m のシルト及び火山礫凝灰岩層が，さらに上位に厚さ 10 m 以上の無層理の凝灰角礫岩が分布する．この凝灰角礫岩の上位は厚さ 20 m 以上の安山岩溶岩である．部分的に熱水変質が認められる．全層厚はおそらく200 m以上であろう．岩質は斜方輝石単斜輝石安山岩からなり，斜長石斑晶が細かい特徴がある．

檜ノ沢火山岩
　
林（1984a）の三の俣溶岩の一部に相当する．鳥海山地域西端 - 吹浦地域東端，西鳥海馬蹄形カルデラのカルデラ西壁に露出する最下位層で，安山岩溶岩流からなり，檜ノ沢中流では火砕岩が卓越する．檜ノ沢右岸では部分的に弱く成層した層厚40 m以上の火砕岩（凝灰角礫岩・火山角礫岩）からなり，南東に 40-50°傾いている．その上流の檜ノ沢 - 笙ガ岳にかけては，ほとんどが 3-6 m 厚さの 15 枚以上の溶岩流 （斜方輝石単斜輝石安山岩 > かんらん石斜方輝石単斜輝石安山岩）で檜ノ沢の下流方向に 40°傾いており，全層厚は 300 m である．笙ガ岳南斜面では溶岩の厚い部分がある（第19図）．檜ノ沢沿い上流では熱水変質が認められる．また，吹浦地域東部，カラ沢の支流の狭い範囲に，笙ガ岳溶岩，洗沢川溶岩，南ノコマイ溶岩及び八森溶岩に囲まれて分布する安山岩溶岩は，ここでは本火山岩に含めるが，笙ガ岳下部溶岩に相当する可能性もある．岩質は（かんらん石）斜方輝石単斜輝石安山岩で，斜長石斑晶は細かく，カルデラ壁下部ではかんらん石が変質していることが多い．

金俣沢溶岩
　林（1984a）の南米沢溶岩の一部に相当する．鳥海山地域南西部，八丁坂から鳳来山にかけての尾根を構成し，さらに藤倉川及び金俣沢に分布する安山岩溶岩流である．藤倉川溶岩を覆う．金俣沢では少なくとも 4 枚以上の溶岩からなりそれぞれ 6-10 m，ところにより 20 m の厚さである．確認できる全層厚は 40 m 以上である．岩質は斜方輝石単斜輝石安山岩からなり，少量のかんらん石斑晶を含むことが多い．

鹿ノ俣川下部溶岩
　
林（1984a）の鹿ノ俣川第一溶岩にほぼ相当する．鳥海山地域南西部，鹿ノ俣川上流で，鳳来山火山岩を覆う安山岩溶岩流である．太右エ門沢では 4枚以上の溶岩，中沢では 3枚の安山岩溶岩で1枚の厚さ数 m-40 m，それぞれの溶岩の間に，最大 20 m に達する厚い成層した砂礫層または凝灰角礫岩を挟むことが多い．全層厚は中沢では 70 m，太右エ門沢では 80 m 以上である．岩質は斜方輝石単斜輝石安山岩及びかんらん石斜方輝石単斜輝石安山岩である．斜長石の大型斑晶がないことで，鹿ノ俣川上部溶岩と区別できる．

鹿ノ俣川上部溶岩
　林（1984a）の鹿ノ俣川第二溶岩にほぼ相当する．鳥海山地域南西部，鹿ノ俣川上流の太右エ門沢及び中沢で，厚さ15-20 mの二次堆積物（凝灰角礫岩，火山円礫岩，砂層）を挟んで鹿ノ俣川下部溶岩を覆い，厚さ15-25 mの火砕物からなる二次堆積物を挟んで七高山溶岩に覆われる安山岩溶岩流である．中沢で は 3 枚の溶岩からなり，それぞれ 8-20 m，全層厚は 60 m 以上である．岩質はやや玄武岩質の斜方輝石かんらん石単斜輝石安山岩で，斜長石大型斑晶で特徴づけられる．

白沢川溶岩
　林（1984a）の鹿ノ俣川溶岩にほぼ相当する．鳥海山地域南西部，鹿ノ俣川と白沢川の間の尾根及び白沢 川上流に分布する安山岩溶岩流である．七高山溶岩に覆われる．鹿ノ俣川下流の標高 450 m 地点の左岸 （屏風岩：第20図）では新第三系青沢層を直接覆い，柱状節理の発達した 1 枚の溶岩で層厚はおよそ 100 m である．白沢川上流では層厚およそ 20 m で 1 枚の溶岩流である．岩質は斜方輝石かんらん石単斜輝石 安山岩であり，石英捕獲結晶をしばしば含む．

大台野火砕流堆積物
　林（1984a）の大台野火砕流堆積物にほぼ相当する．鳥海山地域南西部，大台野の緩斜面（南傾斜約 5°）を構成する非溶結の火砕流堆積物である．新第三系，鳳来山火山岩及び草津川岩屑なだれ堆積物を覆う．数河ノ池付近や日向川沿いでは多数の崩落崖で切られている．貝沢付近で層厚 70-100 m である．フローユニット境界は認められない．上部は厚さ 1 m の風化土壌となっている．本堆積物は安山岩岩塊，礫及び火山灰基質からなる．岩塊は直径 2 m 以下のやや丸みを帯びたものが多いが，50 cm 以下で風化が著しく，急冷割れ目を持つ岩塊が数 %-10数 %程度含まれる．板状節理を持つものもある．基質は風化の進んだ細粒物質からなる．宇井（1972）によると，急冷割れ目を持つ持たないにかかわらず帯磁方位は現在の地球磁場方位と一致しており，いずれも本質岩塊であり，本堆積物は高温の火砕流堆積物である．南隣酒田及び大沢地域（池辺ほか, 1979; 土谷, 1989）の日向川沿いの段丘堆積物とされた堆積物の少なくとも一部は本火砕流堆積物に対比される．なお，加藤（1986）は本火砕流堆積物と大蕨岩屑堆積物を一括し，大台野火砕流・泥流と呼び，鹿ノ俣川上流の崩壊地形と関係しているとしている．

大台野上部溶岩
　
林（1984a）の大台野上部溶岩にほぼ相当する．鳥海山地域南西部，草津川左岸大台野の北から鹿ノ俣川上流マタフリ沢にかけて分布する安山岩溶岩流である．少なくとも 2 枚以上の溶岩からなる．新第三系 及び大台野火砕流堆積物を覆う．本溶岩の末端及び側端（荒木川及び鶴間池の西）では崩落崖が発達し，切られている．2枚の溶岩流は荒木川沿いではいずれも20 m以上の厚さである．岩質は斜方輝石単斜輝石安山岩で，少量の角閃石またはかんらん石斑晶を含むことがある．

笙ガ岳下部溶岩
　
林（1984a）の南米沢溶岩の一部に相当する．鳥海山地域西端，笙ガ岳付近のカルデラ壁上部及び鳥海湖東の狭い範囲に分布する安山岩溶岩流である．檜ノ沢火山岩を覆う．鳥海湖の東では熱水変質が著しい． 確認された層厚は 50 m である．岩質は斜方輝石かんらん石単斜輝石安山岩である．

洗沢川下部溶岩
　
林（1984a）の洗沢下部溶岩にほぼ相当する．吹浦地域東部，洗沢川上流の谷底に露出する安山岩溶岩流 である．厚さ 10-20 m の少なくとも 2 枚以上の溶岩からなる．本溶岩の基底部は露出してない．岩質は斜方輝石単斜輝石安山岩である．かんらん石の微斑晶を含むことがあり，斜長石斑晶が細かい特徴がある．

御滝火山岩
　
林（1984a）の御滝溶岩類の全部及び奈曽谷溶岩の一部を合わせたものである．鳥海山地域北西部から 吹浦地域北東部にかけて，奈曽渓谷のほぼ全域に露出する最下位層で，安山岩溶岩流・火砕岩と少量の玄武岩溶岩流からなる．火砕岩は凝灰角礫岩及び火山礫凝灰岩を主体とする．その一部はスコリア流堆積物や再堆積した火砕物などである．奈曽川標高 980 m 付近の右岸には，幅 3-4 m，走向 N40°W でほぼ垂直の玄武岩質安山岩岩脈が成層した火砕岩層を貫いている（第21図）．玄武岩溶岩は鉾立南東 800 m の白糸の滝下流において本火山岩の上部に分布する．玄武岩は 5 枚以上で 1 枚 5-6 m の厚さである（第22図）．最上部の溶岩の上部クリンカーは風化が著しく，上位を奈曽谷溶岩に覆われている．ツキダシ（奈曽川標高 680 m 地点の東側の崩壊地形）では 3 枚以上の安山岩溶岩からなり，上位の奈曽谷溶岩との間に風化帯を挟んでいる．安山岩の岩質は斜方輝石単斜輝石安山岩で，少量のかんらん石を含むことがある．玄武岩は斜方輝石かんらん石単斜輝石玄武岩である．

奈曽谷溶岩
　
林（1984a）の奈曽谷溶岩の大部分に相当する．鳥海山地域北西部 - 吹浦地域北東部，ツキダシより上流の奈曽渓谷両岸に分布する安山岩溶岩流である．奈曽川の標高 1,050m 右岸の沢では 4 枚以上の溶岩からなり全層厚 120 m で，凝灰角礫岩を主体とした火砕岩が卓越している．ステージ I の谷櫃川下部溶岩に岩質が類似した岩脈に貫かれる．岩質はかんらん石斜方輝石単斜輝石安山岩である．

鳥越川溶岩
　
林（1984a）の鳥越川溶岩の一部に相当する．鳥海山地域北西部，唐吹長峰から稲倉岳付近にかけての鳥越川左岸の最下部，さらに，吹浦地域北東端，奈曽渓谷右岸上の山放牧場付近に，おそらく笹岡層を覆って分布する安山岩溶岩流である．鳥越川大水揚左岸では複数枚（少なくとも 3 枚以上）の溶岩で，全層厚 80 m 以上，谷櫃滝の下流では 50 m 以上の溶岩である．また，奈曽渓谷の本溶岩は厚さ 20 m 以上の溶岩である．岩質は（かんらん石含有）斜方輝石単斜輝石安山岩である．奈曽渓谷右岸の溶岩はかんらん石斑晶をほとんど含まない．

岩脈
　
鳥海山地域西端，奈曽渓谷上流部右岸にて奈曽谷溶岩を貫く安山岩岩脈である．走向は N50-65°W， ほぼ垂直である．奈曽川標高1,050 m地点の右岸の沢では幅 5-10 m，貫入面に垂直に柱状節理が発達し （第23図），北西端で二股に分岐している．奈曽川標高 850 m 地点の右岸の沢では両岸に 30 m 以上の高 さの露頭となっている．岩質は斜方輝石単斜輝石安山岩で，斜長石斑晶に富み，谷櫃川下部溶岩と同質である．

谷櫃川下部溶岩
　林（1984a）の鳥越川溶岩の一部及び蟻の戸渡溶岩の一部を合わせたものである．鳥海山地域北西部，東鳥海馬蹄形カルデラ西縁のカルデラ壁（第24図）から唐吹長峰にかけてと，奈曽渓谷に分布する安山岩溶岩流である．御滝火山岩及び鳥越川溶岩を覆う．奈曽渓谷最上流では 5 枚以上の溶岩流で全層厚約 100 m，谷櫃（やびつ）滝付近では1-2枚の溶岩で層厚100 m以上に達する．また，蟻ノ戸渡南東のカルデラ壁では熱 水変質が著しい安山岩溶岩が露出しているが（第25図），これも本溶岩と同一であると判断した．岩質は 斜方輝石単斜輝石安山岩で，斜長石斑晶と燐灰石微斑晶に富む特徴がある．

谷櫃川上部溶岩

　林（1984a）の蟻の戸渡溶岩の一部に相当する．鳥海山地域北西部，稲倉岳の南から谷櫃滝上部にかけて分布する安山岩溶岩流である．鳥越川大水揚の西で厚さ 10 m の泥流堆積物を挟んで谷櫃川下部溶岩を覆う．2 枚以上の溶岩からなり，全層厚は 40 m である．岩質は斜方輝石単斜輝石安山岩で，かんらん石を含むことがある．谷櫃川下部溶岩とは斜長石大型斑晶がないことで区別できる．

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