کرتاسه در البرز

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.