در بیشتر نقاط البرز شمالی، سنگ‌های پلاژیک همگنی با سنگواره‌های تیتونین (ژوراسیک پسین) و نئوکومین (کرتاسة پیشین) وجود دارد که تعیین مرز ژوراسیک – کرتاسه در آنها تنها به کمک یافته‌های فسیلی امکان‌پذیر است. نکتة یاد شده نشان می‌دهد که در البرز شمالی، گذر از ژوراسیک به کرتاسه، آرام و تدریجی است و به جز ناحیة کلور که رسوبگذاری دریایی از ژوراسیک تا کرتاسة پسین پیوسته بوده (سید امامی، 1972)، در دیگر نواحی البرز شمالی، رویداد سیمرین پسین در زمان پیش از بارمین عمل کرده است.در البرز جنوبی، بر خلاف گزارش‌های موجود که به یک ناپیوستگی رسوبی در مرز ژوراسیک -کرتاسه اشاره دارد، وجود سنگواره‌های تیتونین و حتی تیتونین – نئوکومین در کوههای سه‌پایه (کرومبرگ، 1922) و (ریویه، 1933)، جنوب تهران (ریویه، 1941)، جام (علوی نایینی، 1972) و فیروز‌کوه (کشانی، 1367) گویای آن است که در مرز ژوراسیک - کرتاسه، شرایط زیستچینهای و سنگ‌چینه‌ای البرز جنوبی، تفاوت چندانی با البرز شمالی نداشته، ولی در البرز جنوبی دوره‌های فرسایشی پیش از بارمین (فاز فرسایشی سیمرین پسین) شدید‌تر بوده و به طور محلی موجب فرسایش بیشتر نهشتههای نئوکومین و تیتونین شده است.پس از چرخه‌های فرسایشی پیش از بارمین (سیمرین پسین)، گستره‌های وسیعی از البرز با دریای پیشروندة نئوکومین پوشیده شده است ولی شرایط رسوبی متفاوت همراه با تکاپوهای آتشفشانی سبب شده تا سنگ‌های کرتاسه البرز، به ویژه البرز جنوبی و البرز شمالی تفاوت‌های آشکار داشته باشد و ارایة شرحی بر کرتاسة البرز تنها با تکیه بر ویژگی‌های منطقه‌ای امکان‌پذیر است.
کرتاسه در البرز جنوبی
کرتاسه پیشین در البرز جنوبی : داده‌های زمین‌شناسی موجود نشانگر آن است که در دامنه‌های جنوبی البرز مرکزی، رسوبات کرتاسة پایینی رخنمون‌های گسترده دارد، ولی حرکات زمینساختی حین و پس از رسوبگذاری، بر سنگ‌های این زمان اثرگذار بوده‌اند.
به نظر صادقی (1378)، تهنشست رسوبات ژوراسیک بالایی (سازندهای لار و آب نیک)، در محیط فروکشندی Sub – Tidal تا نیمهعمیق، تا نئوکومین ادامه یافته است، ولی به سمت بالا، این رسوبات به توالی نواحی کم عمق‌تر دریایی با شرایط فروکشندی تا میانکشندی Inter - Tidal تبدیل شده‌اند. رسوبات نئوکومین – بارمین، با ناپیوستگی زاویه‌دار و گاه موازی، در زیر سنگ‌آهک‌های اُربیتولین‌دار آپتین قرار دارند. اگرچه دریای پیشروندة آپتین بسیار گسترده بوده ولی نبود سنگ‌آهک‌های اُربیتولین‌دار آپتین در پاره‌ای نقاط البرز جنوبی مانند منطقة الرم و سید‌آباد نشانة فراخاست پیش از حد این مناطق در اثر حرکات زمینساختی پیش از آپتین است.
به جز دو ناحیة خرسنگ و کوههای سه‌پایه، در دیگر نواحی البرز جنوبی، رسوبات آلبین برونزد ندارند. در منطقة خرسنگ، رسوبات آلبین در محیط دریایی به نسبت ژرف، با انرژی ضعیف شکل گرفته‌اند که آسرتو (1966) آنها را بخش بالایی سازند تیزکوه و به نام « بخش هَشتَر» نامگذاری کرده است. در منطقة سه پایه، بر روی سنگ‌آهک‌های اُربیتولین‌دار، حدود 96 متر شیل سبز با سطح شکست تاره خاکستری تیره وجود دارد که فاقد هر گونه سنگوارة شاخص است ولی به سن آلبین دانسته شده‌اند که می‌تواند یادآور شیل‌های آلبین دیگر نواحی ایران باشد. بنابراین، جدا از توالی کرتاسة آغازی که رسوبگذاری پیوستهای با سنگ‌های ژوراسیک دارند، پس از فاز فرسایشی سیمرین پسین، پیشروی دریای کرتاسه در دامنة جنوبی البرز در مناطقی مانند خاور تهران از بارمین و در مناطقی مانند سمنان، دماوند، فیروز‌کوه، آبیک قزوین و عَلَمکوه از آپتین رخ داده ولی در اواخر آلبین، تحت تأثیر فاز کوهزایی اتریشین (100 میلیون سال) کل البرز جنوبی از آب خارج و شرایط قاره‌ای بر آن چیره شده است.
در البرز جنوبی، رخسارة چیرة سنگ‌های کرتاسة پایین سنگ‌آهک‌های اُربیتولین‌دار است که به تقریب در همه جا رخسارة سنگی همگن و همانند دارند. ریزرخسارة سنگ‌آهک‌های اُربیتولین‌دار آپتین گویای آن است که این رسوب‌ها در محیط‌های دریایی کم ژرفا با شرایط فروکشندی تا میانکشندی، با انرژی ضعیف تا متوسط نهشته شده‌اند و به طور دگرشیب بر روی سنگ‌آهک‌های سازند لار، و یا سنگ‌های کهن‌تـر قرار دارد. مؤلفان مختلف برای توالی اُربیتولین‌دار البرز جنوبی از نشانه‌های U1 آسرتو، 1964، K1 دلنباخ، 1964، C1 اشتایگر، 1966 و سازند تیزکوه (آسرتو و ایپولیتو، 1964) استفاده کرده‌اند که در بین آنها سازند تیزکوه رایجتر بوده و نشانگر سنگ‌های کرتاسة پایین البرز جنوبی است.
سازند تیزکوه : را آسرتو و ایپولیتو (1964)، با اقتباس از نام « تیزکوه » در نزدیکی آبادی پلور، معرفی کرده‌اند ولی این سازند بُرش الگو ندارد. در این محل سازند مورد نظر، با 170 متر ضخامت، شامل دو واحد سنگشناختی است. واحد آواری متشکل از کنگلومرا، ماسهسنگ و سنگ‌آهک ماسه‌ای زردرنگ در پایین و سنگ‌آهک‌های روشنرنگ، مایل به صورتی، ضخیملایه و صخره ساز در بالا. مجموعة این دو، یک توالی رسوبی را تشکیل می‌دهند که مرز زیر آن با ژوراسیک بالایی – کرتاسه آغازی (سازند لار) و مرز بالای آن با ردیف‌های سنومانین دگرشیبی زاویه‌دار است.بر خلاف ردیف‌های آواری پایه که چندان نمود ندارد، بخش کربناتی سازند تیز کوه سیمای شاخصی دارد و پاره‌ای از چکادهای بلند البرز جنوبی را مــی‌سازد. به طور معمول، « تیزکوه » یادآور ستیغ‌های کربناتی خشنی است که به داشتن اُربیتولیــن شاخص است. به همین دلیل، به طور عموم از این واحد سنگی به نــام « سنگ‌آهک‌های تیزکوه » یاد می‌شود.
در بین سنگواره‌های فراوان، روزنه‌داران اُربیتولین و دوکفه‌ای‌های نوع رودیست شاخص‌تر است. فراوانی اُربیتولین در پایین و رودیست در بخش بالایی سبب شده تا آسرتو b 1966، بُرش‌هــای میان درة کرج و درة هراز را به دو بخش غیررسمی به نام « خَرسنگ » در پایین و « هَشتَر» در بالا تقسیم کند.
« بخش خَرسنگ » با 250 تا 300 متر ستبرا شامل برش‌های تک‌زادی، ماسهسنگ کوارتزی و سنگ‌آهک‌های تیرهرنگ اُربیتولین‌دار با لایه‌بندی نامشخص است که به سمت بالا به سنگ‌آهک‌های میکرایتی خاکستری تیره می‌رسد. در قاعدة این بخش و بر روی ماسهسنگهای کوارتزی ضخامتی نزدیک به 40 متر بازالت اولیوین‌دار به رنگ سبز وجود دارد . این بخش (خَرسنگ) روی سازند آبنیک (ژوراسیک میانی – بالایی) قرار گرفته و سن آن آپتین تعیین شده است.
« بخش هَشتَر» شامل 170 متر میکرایت نازک لایه به رنگ خاکستری روشن همراه با میان‌‌لایه‌هایی از میکرایت‌های چرت‌دار صورتی رنگ است که به داشتن رودیست فراوان و سن آلبین شاخص است.در بیشتر بُرش‌ها، از جمله بُرش الگو، سنگواره‌های سازند تیزکوه نشانگر آشکوب آپتین است. ولی در برخی بُرش‌ها، تغییرات سنی این سازند از بارمین تا اوایل آلبین است و حتی به باور دلنباخ (1964) لایه‌های پایانی این سازند ممکن است به سنومانین تعلق داشته باشد، ولی این سن مورد تأیید همگان نیست.به جز تغییرات ستبرا، در بیشتر نقاط البرز جنوبی (درة کرج، باختر سفیدرود، درة هراز و ...) سازند تیزکوه رخسارة سنگی همگن و پایدار دارد. ویژگی‌های سنگی و زیستی این سازند همچنان یادآور کربنات‌های اُربیتولین‌دار زاگرس، کپه‌داغ و ایران مرکزی است که نشانگر شرایط یکسان رسوبی زمان کرتاسة پیشین در گسترة ایران‌زمین است.
کرتاسة بالا در البرز جنوبی : ردیف‌های کرتاسة بالای البرز جنوبی در شرایط رسوبی متفاوتی نهشته شده‌اند و به همین دلیل، تغییر رخساره‌ها در خور توجه است و تاکنون ردیفی که نشانگر ویژگی‌های عمومی کرتاسة بالای البرز جنوبی باشد قابل نامگذاری و معرفی نبوده است. از نواحی گوناگون البرز جنوبی، مطالعات انجام شده بر روی بُرش‌های شمال و خاور تهران، نسبت به دیگر نقاط، بیشتر است. در منطقة فیروز‌کوه، اشتایگر (1966)، رسوب‌های کرتاسة بالایی را به سه واحد C3, C2 و C4تقسیم کرده است. در منطقــة لار، آسرتو (1964) برای رسوب‌های ناهمگن کرتاسة بالا از نشانه‌های , U2 U4, U3 و U5 استفاده کرده است. در خاور تهران (کوههای سپایه)، دلنباخ (1964) ردیف‌های کرتاسة بالا را به واحدهای K2c, K2b, K2a و K3تقسیم کرده است. در جنوب فیروز‌کوه، کشانی (1367)، تقسیمات اشتایگر را باور دارد. همانگونه که دیده می‌شود، در شمال و خاور تهران، زمین‌شناسان مختلف نسبت به ویژگی‌های سنگی و به ویژه زیستی و به تبع آن، هم‌ارزی‌های محلی ردیف‌های کرتاسة بالا دیدگاه‌های به طورکامل متفاوت و گاه متناقض دارند، به گونه‌ای که جمعبندی نظر‌ها دشوار و حتی ناممکن است .
مرز کرتاسة پایین – کرتاسة بالا، همانند دیگر نقاط ایران (به جز زاگرس) با فاز کوهزایی اتریشین و ناپیوستگی رسوبی و گاه تکاپوهای آتشفشانی مشخص است. در پی این کوهزایی (اتریشین) دریای پیشروندة سنومانین بیشتر مناطق دامنة جنوبی البرز مرکزی را پوشانده به گونه‌ای که توالی سنومانین، با کنگلومرای قاعده‌ای سنگ‌آهک‌های اُربیتولین را با دگرشیبی زاویه‌دار و یا موازی می‌پوشاند. از اواخر سنومانین، بر ژرفای حوضة رسوبی افزوده شده، به گونه‌ای که در زمان تورونین، به ویژه نواحی شمال گسل مُشا – فشم با دریای به نسبت ژرفی پوشیده می‌شد که محل مناسبی برای نهشت آهک‌های چرت‌دار نواحی نیمه عمیق و عمیق، سنومانین پسین - تورونین بوده است، ولی در باختر فیروز‌کوه، حوضة سنومانین پسین – تورونین ژرفای کمتری داشته که منجر به نهشت رسوب‌های آهکی حاوی روزنه‌داران کفزی و گاه پلانکتون، در محیطی دریایی با شرایط فروکشندی تا نیمه عمیق شده و حتی در کوههای سپایه، محیط دریایی تورونین بسیار کم عمق و ناپایدار و با انرژی متوسط تا زیاد بوده و سرانجام در نواحی جنوب باختری فیروز‌کوه (بُرش سید‌آباد) سنگ‌های تورونین وجود ندارد . تغییرات رخساره‌ای مزبور در نواحی به نسبت نزدیک، به احتمال نتیجة عملکرد گسل‌ها و ایجاد شرایط ناهمسان در نواحی مختلف حوضه است (صادقی، 1378).
شرایط رسوبگذاری در دریای کُنیاسین مشابه تورونین بوده، به گونه‌ای که در شمال گسل مُشا – فشم حوضه ژرفای بیشتری داشته و رسوبات تورونین به آرامی به سنگ‌آهک‌های میکرایتی متوسط تا ستبرلایة خاکستری محیط آرام و به نسبت عمیق می‌رسد، ولی به سمت خاور در غرب فیروزه‌کوه، ضمن کاهش ژرفا، سنگ‌آهک‌های فاقد چرت انتهای تورونین جای خود را به یک متر ماسهسنگآهکی و سپس به سنگآهکهایی می‌دهد که در محیط دریایی با شرایط فروکشندی تا نیمه عمیق شکل گرفته‌اند. در جنوب گسل مُشا – فشم، دریای کنیاسین، همانند دریای تورونین، ژرفای کمتر و انرژی بیشتری داشته است به گونه‌ای که در منطقة سه پایه و دربندک، ضخامتی از رسوبات تخریبی متشکل از ماسهسنگآهکی، آهک ماسه‌ای، ماسهسنگ و سیلت سنگ، با ریتم‌های تکراری همراه با آثاری مانند موجنقش، نقششیار و گاه چینه‌بندی متقاطع همراه با روزنه‌داران پلانکتون و کفزی نهشته شده که تفکیک آنها از رسوبات تخریبی سانتونین ممکن نیست.در سانتونین، شرایط رسوبی به ویژه در شمال و جنوب گسل مُشا – فشم به طور کامل مشابه کُنیاسین بوده، به گونه‌ای که دریای سانتونین در تمامی نواحی شمالی گسل مُشا – فشم از ناحیة لار تا فیروز‌کوه حضور و گسترش داشته و از شرایط به نسبت نیمه عمیق برخوردار بوده است.
در ضمن با فرونشینی تدریجی جنوب باختری فیروز‌کوه، این مناطق که از نئوکومین تا سانتونین شرایط قاره‌ای داشتهاند، با دریای سانتونین پوشیده شده است. این پیشروی، به احتمال تحت تأثیر رخداد ساب هرسی نین که از تورونین تا سانتونین تداوم داشته، رخ داده است.
در جنوب گسل مُشا – فشم، شرایط محیطی دریای سانتونین با نواحی شمالی آن به طورکامل متفاوت بوده است، به گونه‌ای که در این نواحی، در زمان سانتونین دریای کم عمق و پر انرژی حضور داشته است و رسوبات تخریبی با ضخامت زیاد را ته‌نشین کرده است. به همین دلیل، در منطقة سه پایه تا دربندک، در ادامة رسوبات تخریبی کنیاسین، رژیم رسوبگذاری تخریبی ادامه یافته و با نزدیک شدن زمان سانتونین، حتی دانه‌بندی درشت‌تری داشته کنگلومرای ضخیم تا توده‌ای را بر جای گذاشته است که نشانگر عمق کم و انرژی بیشتر دریا نسبت به زمان کنیاسین است. دلنباخ (1964) این رسوبات تخریبی را با نشانة K2b و به سن اواسط کنیاسین (؟) تا اواسط سانتونین (؟)، ولی صادقی (1378) سن کامپانین پیشین را باور دارد.دریای کامپانین در بیشتر مناطق دامنة جنوبی البرز مرکزی گسترش داشته است. رسوبات این زمان (کامپانین) در مناطق شمالی و جنوبی گسل مُشا – فشم با اختلاف رخسارة آشکاری همراه است. در شمال گسل مُشا – فشم، دریای کامپانین با شرایطی در مرز فروکشندی تا نیمه عمیق بوده و در گذر از سانتونین به کامپانین تغییرات آشکاری مشهود نیست.
در نواحی جنوبی گسل مُشا – فشم دریای کامپانین ضمن گسترش در خور توجه، شرایط متفاوتی با نواحی شمالی گسل مزبور داشته است. دلنباخ، در نواحی شرق تهران بر روی آهک‌های واحد K2c آهک‌های گل سفیدی و مارن‌های دارای گلوبوترونگانایید‌های (واحد K3) کامپانین را معرفی کرده، ولی صادقی (1378) فسیل‌های شاخص ماستریشتین را یافته است.اگرچه در دامنه‌های جنوبی البرز مرکزی رسوبات ماستریشتین چندان گزارش نشده ولی مطالعات صادقی (1378) حضور دریای ماستریشتین را در درة لار و نواحی فیروز‌کوه اثبات کرده است. به گونه‌ای که در محدودة الرم، رسوبات ماستریشتین، به ضخامت حدود 200 متر شامل سنگ‌آهک، آهک مارنی در تناوب با مارن آهکی و شیل مارنی – آهکی به رنگ خاکستری روشن تا متمایل به سبز و زرد دارای میکروفسیل‌های فراوان پلانکتون است که رسوبگذاری در محیط‌های آرام و عمیق دریایی را مشخص می‌کند. یافته‌های جدید صادقی (1378) نشان می‌دهد که در نواحی جنوبی گسل مُشا – فشم نیز دریا در طول ماستریشتین حضور داشته است. دریای ماستریشتین تحت تأثیر حرکت‌های زودرس فاز کوهزایی لارامین قرار داشته و سرانجام در اواخر ماستریشتین، این مناطق همراه با مناطق شمالی گسل مُشا – فشم تحت تأثیر فاز کوهزایی لارامین قرار گرفته و به خشکی تبدیل شده است. آثار این پدیده به صورت دگرشیبی زاویه‌دار آشکاری برجا مانده است، به گونه‌ای که در منطقة الرم رسوبات ماستریشتین با دگرشیبی آشکار در زیر آهک‌های آلوئولین‌دار و نومولیت‌دار ائوسن و در تخت علی و سید‌آباد در زیر کنگلومرای فجن و در دربندک و جنوب زره در زیر رسوبات تخریبی پالئوسن – ائوسن قرار گرفته است.
کرتاسه در البرز شمالی
در بیشتر نواحی البرز شمالی، به جز جنوب چالوس، گذر از ژوراسیک (تیتونین) به کرتاسه (بریازین) آرام و تدریجی است. در هر حال، در پاره‌ای نقاط میتوان ناپیوستگی رسوبی وابسته به رویداد سیمرین پسین را در بین سنگ‌های بریازین و ردیف‌های جوانتر نئوکومین دید. گوناگونی شرایط حاکم بر حوضههای رسوبی کرتاسة البرز شمالی، بیان ویژگی‌های سنگی و زیستی این سیستم را در البرز شمالی دشوار میسازد و لذا مسائل کرتاسة البرز شمالی را، از باختر به خاور، در سه گسترة محدودة باختری البرز شمالی (نواحی بندرانزلی - ماسوله، جنوب رشت، ناحیة لاهیجان)، محدودة مرکزی البرز شمالی (چالوس) و محدودة خاوری البرز شمالی (گرگان – گنبد) میتوان مورد بررسی قرار داد.
کرتاسه در محدودة باختری البرز شمالی : در محدودة باختری البرز شمالی، توالی کرتاسة پایین، رخسارة سنگی متنوعی از نواحی ساحلی، ریفی و یا رَمپهای کربناتی دارند که نشانههایی از ناآرامیهای زمینساختی دارد. برای نمونه در پایانة باختری منطقة انزلی – ماسوله شواهدی از یک فاز کوهزایی میان رسوبات بارمین و آپتین وجود دارد که تاکنون در هیچ نقطهای از ایران گزارش نشده است (صادقی، 1378). در اواخر آلبین، دومین فاز کوهزایی کرتاسه (اتریشین، 100 میلیون سال) بر محدودة موردنظر اثر کرده است. پیشروی دریای کرتاسة بالا، در همه جا همزمان نیست. در ناحیة بندرانزلی، پیشروی بعدی دریا در آغاز سنومانین بوده، در حالی که در ناحیة لاهیجان پیشروی دریای کرتاسة بالا در سنونین پیشین صورت گرفته و یا در جنوب رشت (کوه دُرفَک) بایوهرمهای آلبین، به طور دگرشیب با رسوبات سانتونین پوشیده شده‌اند و سرانجام در ناحیة انزلی – ماسوله، پیشروی بعدی تا ماستریشتین به تعویق افتاده است. مناطق لاهیجان و جنوب رشت در ماستریشتین پسین، بر اثر رخداد لارامین، از آب خارج شده‌اند، در حالی که در ناحیة انزلی – ماسوله، رسوبات آهکی ماستریشتین به آرامی به سنگ‌آهک‌های دانین (پالئوسن) میرسند.شرحی بر کرتاسة نواحی بندرانزلی – ماسوله، جنوب رشت و ناحیة لاهیجان، می‌تواند بیانگر ویژگی این سنگها در محدودة باختری البرز شمالی باشد.
کرتاسه در نواحی بندرانزلی – ماسوله : در دامنه‌های شمالی رشته کوههای تالش، به ویژه از نصفالنهار بندرانزلی به سمت باختر ویژگی‌های سنگی و زیستی سنگ‌های ژوراسیک پایانی و کرتاسه به گونه‌ای است که به دلیل تفاوت‌های آشکار با دیگر بخشهای البرز، نوع و شرایط رسوبی به طور کامل استثنایی را در این بلندیها (تالش) تداعی می‌کند. دیویس و همکاران (1975)، بدون اشاره به حوضههای ساختاری – رسوبی، شرح کاملی بر سنگ‌های کرتاسة این ناحیه نوشتهاند. داده‌های منطقه‌ای نشان می‌دهد که گسترة موردنظر منطبق بر بخشی از فرونشست پاراتتیس است که نوگل (منتشر نشده) برای آن از واژة کاسپین – خزر استفاده کرده است. در گسترة انزلی – ماسوله، سنگ‌های کرتاسه سه رخسارة متفاوت ساحلی – دلتایی، کولابی – پشتریف و ریفی دارند.
« رخسارة ساحلی – دلتایی » کرتاسه را بیشتر در منطقة شمال خاوری کوههای تالش میتوان دید که شامل سنگ‌های آواری است که مقدار درخور توجهی توف و یا گدازههای آندزیتی تا قلیایی، به ویژه در بخش بالایی آن دیده می‌شود، به گونه‌ای که سیمای دوگانة رسوبی – آذرین دارد. توالی آواری، از جنس سیلت سنگ، گلسنگهای سیلتی و ماسهسنگ هستند که میان‌‌لایه‌هایی اتفاقی از سنگ‌آهک دریایی و یا کنگلومرا دارند. خردههای گیاهی و زغالی فراوان ویژگی‌های این رخساره است.در نزدیکی هشتپر، رخسارههای ساحلی – دلتایی حدود 1500 تا 2000 متر ستبرا دارند، ولی به سمت باختر و جنوب، کاهش ضخامت درخور توجه است. سنگواره‌های موجود در میانلایههای آهکی این رخساره، نشانگرآشکوب سنومانین تا ماستریشتین پسین است. قرارگیری این توالی بر روی سنگ‌های کهنتر از ژوراسیک پسین، می‌تواند نشانة یک فرابوم کهن و فرسایش طولانی پیش از سنومانین باشد.
« رخسارة کولابی – پشتریف » به ویژه در بخش مرکزی دامنه‌های شمالی کوههای تالش (تپه ماهورهای پیرامون شهر ماسوله و در منطقة شال)، رخنمون‌های محدود و پراکنده دارند. رخسارة چیره، کربنات‌های آهکی است ولی این رخساره پایدار نیست و میان‌‌لایه‌هایی از شیل، ماسهسنگ و توف چه در زمان و چه در مکان به کربناتها افزوده می‌شود. میانلایههای توفی به ویژه در بخش بالایی فراوانتر است. بخش پایینی این رخساره، دارای آمونیت و روزنه‌داران آشکوب بریازین است. در ردیف‌های بالاتر، آمونیتهای بارمین و حتی در لایه‌های پایانی این رخساره اینوسراموسهای بارمین – آپتین گزارش شده است. مرز زیرین این سنگآهکها ممکن است با رخسارههای ریفی سازند لار (ژوراسیک بالایی) باشد. مرز بالایی آنها به شیل‌های آهکی سبز – خاکستری رنگی است که سن سنونین دارد و به ایست رسوبی آلبین – تورونین اشاره دارد.در بخش مرکزی دامنه‌های شمالی کوههای تالش، سنگ‌های کرتاسة بالا، رخسارة پیشرونده دارد و به طور دگرشیب سنگ‌آهک‌های بریازین – آپتین را می‌پوشاند. پیشروی دریای کرتاسه در همه جا همزمان نیست و تغییرات سنی آن از آشکوب کنیاسین تا سانتونین است. لایه‌های پیشرونده در همه جا ترکیب سنگی همگن ندارد، ولی بخش عمدة توالی ترکیبی از ماسهسنگ و شیل است که میانلایههای آتشفشانی دارد و در بالا به سنگ‌آهک‌های قلوهای می‌رسد که ریز سنگواره‌های ماستریشتین پسین – دانین دارد.
« رخسارة ریفی » کرتاسه، بیشتر در باختر انزلی – ماسوله رخنمون دارد و به طرف خاور و شمال خاور به رخسارة کولابی – پشت ریفی می‌رسد. ولی در دیگر جهتها به تدریج نازک می‌شود و یا با رسوب‌های جوانتر از کرتاسه پوشیده می‌شود.
این رخسارة ریفی، بیش از 500 متر ستبرا دارد و تغییرات سنی آن از نئوکومین تا کامپانین بالایی است. سنگ‌های نئوکومین این رخساره، آهک‌های مارنی و شیل‌های آهکی است. سنگ‌های بارمین چندان مشخص نیست. سپس گدازههای آندزیتی و لایه‌های توف با میان‌‌لایه‌هایی از سنگ‌آهک‌های اُربیتولین‌دار به سن آپتین – آلبین وجود دارد. سنگ‌های کرتاسة بالا ستبرای چندانی ندارند و بیشتر سنگ‌آهک‌های متبلور و صدفدار با جلبک و روزنه‌داران پلانکتون به سن سنومانین – کامپانین هستند.
کرتاسه در جنوب رشت : در جنوب رشت (کوه دُرفَک)، توالی پیوستهای از سنگ‌های ژوراسیک بالا – بارمین وجود دارد که با سه ناپیوستگی رسوبی تا آشکوب ماستریشتین ادامه مییابد. این مجموعه که حدود 3500 متر ضخامت دارد قابل تقسیم به ردیف‌های زیر است (آنلز و همکاران، 1975) :« سنگ‌های تیتونین » با حدود 700 متر ستبرا، سنگ‌آهک‌های همگن، خاکستری رنگ و دارای قلوههای چرت است.
« سنگ‌های نئوکومین » با حدود 800 متر ستبرا، سنگ‌آهک‌های سیلتی – ماسه‌ای، سنگ‌آهک نازک لایه و ماسهسنگ است که دارای آمونیتهای نوع Berriasellidae و دیگر سنگواره‌های بارز نئوکومین است.« سنگ‌های بارمین » رسوبات تخریبی است که با سنگ‌های جوانتر کرتاسة پایین (آپتین) ارتباط دگرشیب دارد (تنها دگرشیبی معرفی شده بین بارمین و آپتین) .
« سنگ‌های آپتین - آلبین » با حدود 800 متر ستبرا، رخنمون‌های محدود و پراکنده دارند که با دولومیت، کنگلومرا، ماسه سنگ آغاز و با سنگ‌آهک‌های بایوهرمی اُربیتولین‌دار ادامه مییابد.
« سنگ‌های سنونین » توالی همگنی از سنگ‌آهک‌های گلوبوترونکانادار است که در میان دو دگرشیبی پس از آلبین و پیش از ماستریشتین) قرار دارند.
« سنگ‌های ماستریشتین » با حدود 1200 متر ستبرا، از نوع سنگ‌آهک‌های ماسه‌ای است که به طور محلی گلوکونیت می‌شود و قلوههای کوارتز در آن عمومیت دارد. توالی ماستریشتین، به طور دگرشیب در زیر کنگلومرایی قرار میگیرد که با سازند فجن (پالئوسن) قیاس شده است.
کرتاسه در ناحیه لاهیجان – اَملَش : بنا به گزارش آنلز و همکاران (1975)، در ناحیة لاهیجان – اَملَش، همانند دیگر نقاط البرز شمالی گذر ژوراسیک به کرتاسه تدریجی است. ولی در اینجا، لایه‌های گذر ژوراسیک – کرتاسة رخسارة آواری (سیلت سنگ، ماسهسنگ، گلسنگ) دارند که با دیگر نقاط البرز شمالی تفاوت آشکار دارد.
« سنگ‌های بارمین » این ناحیه حدود 200 متر گدازههای قلیایی است.
«سنگ‌های آپتین - آلبین » با سنگ‌آهک‌های حاوی اُربیتولین مشخص می‌شود. یک ناپیوستگی رسوبی از نوع دگرشیبی زاویه‌دار بین آلبین و سنونین قابل شناسایی است.
«سنگ‌های سنونین » با حدود 1300 متر ستبرا، سنگ‌های آذرین قلیایی زیردریایی از نوع آگلومرای لایهای، توف، گدازه وگدازههای قلیایی است که با سنگ‌آهک‌های دارای اُربیتولین، ارتباط دگرشیب دارد. میانلایههای آهکی این مجموعه دارای گلوبوترونکاناهای سنونین است.
مجموعههای آتشفشانی سنونین، منحصر به ناحیة لاهیجان – اَملَش نیست. در برش‌های چمرود، پل رود بالایی، خشکهرود و شمال پرنکوه، بخش بزرگی از سنگ‌های سنونین همچنان از نوع آگلومرا، گدازه، توف و ... است.
«سنگ‌های ماستریشتین » آواری و از نوع کنگلومرا و ماسهسنگ است که حدود 300 متر ستبرا دارد و مرز پایین آن با مجموعة آتشفشانی سنونین و مرز بالای آن با کنگلومرای پالئوسن (سازند فجن) دگرشیبی زاویه‌دار است.
کرتاسه در محدودة مرکزی البرز شمالی : در جنوب چالوس، توالی ویژهای از سنگ‌های کرتاسه وجود دارد که ضخامت درخور توجهی از سنگ‌های آتشفشانی دارد. به گزارش کارتیه (1971)، در پایانة شمالی درة چالوس، سنگ‌های ژوراسیک میانی (سازند دلیچـــای) و ژوراسیک بالایی (سازند لار) وجود ندارد و نهشتههای شیلـی -ماسهسنگی گروه شمشک را توالی سنگ‌های کرتاسه می‌پوشاند که ضمن داشتن ناپیوستگیهای رسوبی بزرگ، تغییرات سنی آن از بریازین تا کامپانین است.
در اینجا، پایینترین بخش ردیف‌های کرتاسه، ردیفی از سنگ‌آهک ائولیتی، روشنرنگ و توده‌ای همراه با لایه‌های نازک شیل آهکی – رسی و مارن است که جلبک و کالپیونلاهای بریازین – والانژنین دارد. کارتیه به بخش میانی سنگ‌های کرتاسة جنوب چالوس، « سازند چالوس » نام داده که حدود 1800 متر ستبرا دارد و با ناپیوستگی، سطح هوازدة سنگ‌آهک‌های بریازین – والانژنین را می‌پوشاند. سازند چالوس 5 عضو دارد :
« عضو آتشفشانی زیرین » با 325 متر ضخامت شامل دیاباز سُرخ تیره تا قهوهای و لایه‌های سیلتی مارنی و به احتمال به سن والانژنین – بارمین است.
«عضو آهک زیرین » شامل 170 متر سنگ‌آهک اُربیتولین‌دار و شیل‌های ماسه‌ای با سن بارمین پسین – آپتین است.
«عضو آتشفشانی میانی » شامل 120 گدازههای دیابازی، سنگ‌های آذرآواری و مارن‌های سیلتی سُرخرنگ است.
«عضو آهک بالایی » شامل 70 متر سنگ‌آهک سیلیسی و ماسه‌ای اُربیتولین‌دار است که بخش پایینی آن سن بارمین پسین – آپتین ولی بخش بالایی آن سن سنومانین؟ – سنونین دارد. بدینسان در جنوب چالوس، سنگ‌های آلبین سرنوشت روشنی ندارند و وجود یک ناپیوستگی بین آپتین – سنونین محتمل است.
«عضو آتشفشانی بالایی » با حدود 500 متر ضخامت، شامل یک توالی رسوبی – آذرین، از کنگلومرا (در زیر)، بازالت الیویندار (در وسط) و کنگلومرا در بالاست که سن سنومانین میانی – پسین دارد. بالاترین توالی کرتاسة جنوب چالوس، سنگ‌آهک و مارن گلوبوترونکانادار به سن سانتونین – ماستریشتین است. این نهشتهها، به طور همشیب و پیوسته به رسوبات دانین می‌رسد و این نشانگر آن است که در جنوب چالوس، عملکرد رخداد کوهزایی لارامین منطبق بر مرز کرتاسه – ترشیری نیست. گفتنی است که در بخش شمالی درة هراز، ویژگی‌های سنگی کرتاسه، مشابه جنوب چالوس است، ولی بنا به گزارش سوسلی (1976)، در درة هراز، سنگ‌های کرتاسه در روی مجموعة گچ – ملافیر (ژوراسیک بالایی – نئوکومین) دیده میشوند.
کرتاسه در محدودة خاوری البرز شمالی : در نواحی گنبد – گرگان – نوده، همانند پاره‌ای از نواحی البرز شمالی و البرز جنوبی، میتوان شاهد یک گذر تدریجی ولی همراه با تغییر رخساره، از تیتونین (ژوراسیک پسین) به آشکوبهای بریازین – هوتریوین (کرتاسة پایینی) بود، به گونه‌ای که سنگ‌آهک‌های سازند لار در انتها مارنی میشوند و به تدریج به رخسارة مارنی – رُسی – آهکی سازند پاقلعه به سن والانژنین تا بارمین می‌رسد. به نظر می‌رسد که در این نواحی، ناپیوستگی رسوبی وابسته به رخداد زمینساختی سیمرین پسین پس از آشکوب هوتریوین اثرگذار بوده است. فونتن (1977)، سنگ‌های کرتاسة جنوب گنبدکاووس را در قالب سه واحد سنگی غیررسمی معرفی کرده است :
سازند پاقلعه : به سن والانژنین – هوتریوین و ضخامت تا 500 متر که به سه بخش زیر قابل تقسیم است.
« بخش پایینی » 200 تا 250 متر مارن، رسهای خاکستری – آبی به سن والانژنین پیشین با تناوبهایی از سنگ‌آهک نازک لایه در بالا است.
«بخش میانی » حدود 190 متر سنگ‌آهک تخریبی قهوهای به سن والانژنین پسین – هوتریوین است که به داشتن صدف فراوان و میانلایههای رسی –ماسهسنگی مشخص است.
«بخش بالایی » حدود 120 متر دولومیت و میکرایت گلی رنگ به سن هوتریوین پسین – بارمین است.سازند پاقلعه ویژگی یک چرخة پسرونده دارد. مرز پایین آن با سازند لار تدریجی، و مرز بالای آن با کنگلومرای چندزادی سازند جامی شوران (آپتین – آلبین)، ناپیوسته است.
سازند جامیشوران : یادآور سنگ‌آهک‌های اُربیتولین‌دار بارمین – آپتین دیگر مناطق ایران است. این سازند همچنان با یک واحد آواری ماسه سنگی به ضخامت 20 تا 30 متر آغاز و به تدریج به میکرایت‌های رودیستدار با رخسارة اورگونین به ضخامت 260 تا 270 متر می‌رسد که در بخش پایین، نازک لایه و ماسهسنگی، و در بالا توده‌ای و ریفی است.
مرز پایینی سازند جامیشوران با سازند پاقلعه، از نوع دگرشیبی موازی است ولی مرز بالایی آن با ردیف‌های کرتاسة پسین « سازند قلعه موران »، دگرشیبی زاویه‌دار خفیف است. با توجه به داده‌های سنگی و زیستی، سازند جامیشوران یادآور رَمپهای کربناتی بارمین – آپتین ایران است که با سازند تیزکوه البرز و دیگر سازندهای همزمان درخور قیاس است.
سازند قلعهموران : نشانگر یک واحد سنگی از سنگ‌آهک‌های ماسه‌ای، گلوکونیتدار و تا اندازهای گل سفیدی است که سن سنونین پسین (سانتونین – کامپانین) دارد و با ردیف‌های سنونین دیگر نقاط ایران قابل قیاس است.
بخش پایینی این سازند حدود 10 متر ماسه سنگ گلوکونیتدار و یا بیومیکرایت ماسهسنگی است که بقایایی ازپلانکتونها، خارپوستان و اینوسراموس دارد. بخش بالایی، با 60 تا 70 متر ستبرا، شامل سنگ‌آهک‌های گرهکی، گل سفیدی و سرشار از قطعات اسفنج است.ماسهسنگ گلوکونیتدار بخش پایینی و کارستهای قدیمی، شاهدی بر یک ایست رسوبی از نوع دگرشیبی به سن آلبین تا سنونین پسین است که دو سازند جامیشوران (در زیر) و قلعة موران (در بالا) را از یکدیگر جدا میسازد.
در اواخر کرتاسه، حوضة البرز خاوری، تحت تأثیر کوهزایی لارامین از آب خارج شده است.