白亜紀

白亜紀（IPA : / krɪˈteɪʃəs / krih- TAY - shəss）^{[ 2 ]}は、約1億4310万年前から6600万年前まで続いた地質時代です。中生代の3番目で最後の時代であり、最も長い時代でもあります 。約7710万年で、顕生代全体の9番目で最長の地質時代です。その名前は、この時代の後半の堆積物に豊富に含まれるラテン語のcreta「チョーク」に由来しています。ドイツ語訳のKreideにちなんで、通常はKと略されます。

白亜紀は比較的温暖な気候の時代で、海水準が上昇し、浅い内海が数多く形成されました。これらの海や海洋には、現在絶滅した海洋爬虫類、アンモナイト、ルディストが生息していました。一方、陸上では恐竜が引き続き優勢でした。世界は大部分が氷に覆われておらず（ただし、比較的寒冷な前半期には短期間の氷河期があったという証拠もあります^{[ 3 ]）}、森林は極地まで広がっていました。

現代に存在する多くの主要な分類群は、最終的には白亜紀に起源をたどることができます。この時代には、胎盤類と有袋類（それぞれ真獣類と後獣類）の最も初期の近縁種を含む、哺乳類と鳥類の新たなグループが出現し、白亜紀末期には最も初期の冠群の鳥類が出現しました。現代の脊椎動物の中で最も多様なグループである硬骨魚類は、白亜紀中に多様化を続け、この時期に最も多様な亜群である棘鰭類が出現しました。白亜紀前期には、被子植物が出現し、急速に多様化し始め、白亜紀末期には地球上の植物の中で支配的なグループとなり、それまで広く分布していた裸子植物の衰退と絶滅と同時期に起こりました。

白亜紀（中生代も含む）は、白亜紀-古第三紀絶滅イベントで終わりを迎えました。これは、鳥類以外の恐竜、翼竜、大型海洋爬虫類など、多くのグループが絶滅した大規模な大量絶滅です。このイベントは、メキシコ湾のチクシュルーブ・クレーターを形成した巨大な小惑星の衝突によって引き起こされたと広く考えられています。白亜紀の終わりは、中生代と新生代の間にある大量絶滅に関連する地質学的特徴である、白亜紀-古第三紀境界（K-Pg境界）によって定義されます。

白亜紀は、ベルギーの地質学者ジャン・ドマリウス・ダロイによって^{1822年にパリ盆地の地層[} 5 ]を用いて「白亜紀地層」[4]として初めて定義され^、西ヨーロッパの^{上部白亜紀}に見られる広範囲にわたるチョーク層（主にココリスなどの海洋無脊椎動物の殻によって堆積した炭酸カルシウム）にちなんで名付けられました。「白亜紀」という名前は、ラテン語で「チョーク」を意味するcretaに由来しています。 ^{[ 6 ]}白亜紀の二区分は、 1822 年にコニーベアとフィリップスによって実施された。アルシド・ドルビニは1840 年にフランスの白亜紀をネオコミアン、アプチアン、アルビアン、チューロニアン、セノニアンという 5 つのエタージュ(ステージ)に分け、後にネオコミアンとアプチアンの間にウルゴニアン、アルビアンとチューロニアンの間にセノマニアンを追加した。^{[ 7 ]}

白亜紀には、古生代後期から中生代初期にかけて存在した超大陸パンゲアが、現在の大陸へと分裂したが、当時の大陸の位置は現在とは大きく異なっていた。大西洋が拡大するにつれ、ジュラ紀に始まった収束型境界での造山運動（造山運動）は北米コルディエラ山脈で継続し、ネバダ造山運動に続いてセビア造山運動とララミー造山運動が起こった。

ゴンドワナ大陸はジュラ紀に分裂し始めたが、白亜紀には分裂が加速し、同紀末にはほぼ完了した。南アメリカ、南極大陸、オーストラリアはアフリカから分離した（ただし、インドとマダガスカルは約8000万年前まで互いに繋がっていた）。こうして、南大西洋とインド洋が新たに形成された。このような活発な地溝形成により、隆起した海底山脈が隆起し、世界的に海水準が上昇した。アフリカの北では、テチス海が狭まり続けた。白​​亜紀後期の大半の間、北アメリカは西部内陸海路によって二分された。西部内陸海路は大きな内海であり、西のララミディアと東のアパラチアを隔てていたが、同紀末には後退し、石炭層の間に厚い海洋堆積物が挟まれた。二枚貝の古生物地理学によれば、コニアシアン期とサントニアン期にはアフリカ大陸が浅い海によって二分され、当時水没していた中央サハラ砂漠と中央アフリカを経由してテチス海と南大西洋が繋がっていた。^{[ 25 ]}また、現在のノルウェーとグリーンランドの間には別の浅い海路があり、テチス海と北極海を結び、両海洋間で生物の交換を可能にしていた。^{[ 26 ]}白亜紀の海進のピーク時には、地球の現在の陸地面積の3分の1が水没していた。^{[ 27 ]}

白亜紀は、その白亜紀のチョークで正当に有名です。実際、白亜紀には顕生代の他のどの時代よりも多くのチョークが形成されました。^{[ 28 ]}中央海嶺の活動、あるいは拡大した海嶺を通る海水の循環によって、海はカルシウムに富むようになりました。これにより、海はより飽和状態になり、石灰質ナノプランクトンにとっての元素の生物学的利用可能性も高まりました。^{[ 29 ]}これらの広範囲にわたる炭酸塩やその他の堆積物によって、白亜紀の岩石記録は特に優れたものとなっています。北米の有名な地層には、カンザス州のスモーキーヒル白亜部層の豊富な海洋化石や、白亜紀後期のヘルクリーク層の陸生動物相などがあります。その他の重要な白亜紀の露頭は、ヨーロッパ（ウィールドなど）や中国（義県層）に見られます。現在のインドにあたる地域では、白亜紀末期から暁新世初期にかけて、デカン・トラップと呼ばれる巨大な溶岩層が噴出した。

花粉学的証拠によると、白亜紀の気候は大きく3つの段階に分かれていた。

• ベリアシアン期～バレミアン期の温暖乾燥期、
• アプチアン期～サントニアン期の温暖湿潤期、
• カンパニアン期～マーストリヒチアン期の冷涼乾燥期。^{[ 30 ]}

新生代と同様に、40万年の軌道離心率サイクルが、異なる貯蔵庫間の炭素の流れを支配し、地球規模の気候に影響を与える主要な軌道サイクルであった。^{[ 31 ]}熱帯収束帯（ITCZ）の位置は、現在とほぼ同じであった。^{[ 32 ]}

ジュラ紀最後の時代であるティトニアン期の寒冷化傾向は、白亜紀最初の時代であるベリアシアン期まで続いた。 ^{[ 33 ]}北大西洋海路が開通し、北方海からテチス海への冷水の流れが可能になった。^{[ 34 ]}この時代には高緯度地域で降雪が一般的であったという証拠があり、熱帯地域は三畳紀やジュラ紀よりも湿潤になった。氷河作用は高緯度の山岳地帯に限られていたが、季節的な雪は極地から遠く離れた地域にも存在していた可能性がある。^{[ 33 ]}

• しかし、第一期が終わると、気温は再び上昇し始め、パラナ・エテンデカ大規模火成岩地域の活動によって引き起こされた中期ヴァランギニアン期のヴァイサート熱変動[ ^{35 ]}など、いくつかの熱変動が見られました^{[ 36 ] 。}
• 続いて中期オーテリビアン期のファラオニ温暖化イベントと前期バレミアン期のハウプトブラッタートン温暖化イベント（HTE）が起こった。HTEは、ティトニアン期から前期バレミアン期の寒冷期（TEBCI）の最終的な終焉を示した。^{[ 35 ]}この期間中、歳差運動はヴォコンティアン盆地の環境変化の主要な軌道駆動要因であった。^{[ 37 ]} TEBCIの大部分において、ゴンドワナ大陸北部はモンスーン気候を経験した。^{[ 38 ]}中緯度テチス海には浅い水温躍層が存在した。^{[ 39 ]}
• TEBCI に続いてバレミアン-アプチアン温暖期 (BAWI) が到来した。^{[ 35 ]}この温暖な気候期は、マニヒキとオントンジャワ高原の火山活動、およびセリイベントと一致する。^{[ 40 ]}赤道太平洋のTEX _{86 の}測定に基づくと、アプチアン初期の熱帯海面水温(SST) は 27～32 °C であった。 ^{[ 41 ]}アプチアン期には、ミランコビッチサイクルが水循環と陸地流出の強度を調整することにより、無酸素イベントの発生を支配した。^{[ 42 ]}アプチアン初期は、アジアの中緯度における千年スケールの極度乾燥イベントでも注目に値する。^{[ 43 ]} 
• BAWI 自体に続いて、約 118 Ma に始まったアプチアン-アルビアン寒冷期(AACS) が到来した。 ^{[ 35 ]}このいわゆる「寒冷期」には、テチス海の西部に氷河のドロップストーンが存在すること^{[ 44 ]}や、冷水に生息していた石灰質ナノ化石が低緯度地域に拡大したこと^{[ 45 ]}から、比較的小規模な氷河期が短期間で発生した可能性がある。AACS はイベリア半島の乾燥期と関連している。^{[ 46 ]}

AACS の終焉後、気温は急激に上昇し^{[ 47 ]}、約 111 Ma に Paquier/Urbino 温暖期で終焉を迎え、中期白亜紀温暖期 (MKH) が到来しました。MKH は前期アルビアンから前期カンパニアンまで続きました^{[ 35 ]}。海底拡大速度の加速と二酸化炭素の大気への流入がこの極端な温暖期を引き起こしたと考えられており^{[ 48 ]} 、洪水玄武岩の活発な活動もそれに伴って発生しました^{[ 49 ]} 。MKHは、極端な温暖期の複数の温暖期によって特徴づけられました。

• リーンハルト熱イベントは約1億1000万年前に発生し、その直後の100万年後にラルブデイエス熱イベントが発生した。
• これら2つの超温暖期に続いて、中期アルビアン期にあたる約1億600万年前にアマデウス温暖期が到来した。
• そして、それから約100万年後に、プティット・ヴェロル熱イベントが発生した。
• その後、約1億250万年前にイベント6熱イベントが発生した。
• この出来事に続いて、アルビアン期末期にあたる約1億100万年前にブライストロファー温暖化極大期が起こった。
• 約9400万年前にセノマニアン-チューロニアン温暖期が到来し^{[ 35 ]} 、この超温暖期は白亜紀で最も極端な温室期であり^{[ 50 ] [ 51 ] [ 52 ]}、海面高位と関連していた^{[ 53 ] 。}
• その後数百万年の間に気温はわずかに低下しましたが、その後、コニアシアン温暖期と_呼ばれる別の温暖期が到来し、この温暖期は約 8700 万年前とされています。^{[ 35 ]} MKH 全体を通して、大気中の CO2濃度は数千 ppm 変動した可能性があります。^{[ 54 ]} MKH 中の極地の平均年間気温は 14 °C を超えました。^{[ 55 ]} MKH 中のこのような高温により、赤道から極地にかけて非常に緩やかな温度勾配が生じました。セノマニアン - チューロニアン温暖期の緯度による温度勾配は、南半球では緯度 1 ° あたり 0.54 °C、北半球では緯度 1 ° あたり 0.49 °Cでしたが、現在の南半球と北半球の緯度 1 ° あたり 1.07 °C と 0.69 °C とは対照的です。^{[ 56 ]}これは、海洋の流れを駆動する地球規模の風が弱まり、湧昇が少なくなり、現在よりも停滞した海洋になったことを意味します。 ^{[ 57 ]}これは、広範囲にわたる黒色頁岩の堆積と頻繁な無酸素事象によって証明されています。^{[ 22 ]}後期アルビアン期の熱帯海面水温は、おそらく平均で約 30 °C でした。この高い海面水温にもかかわらず、この時期の海水は高塩分ではありませんでした。高塩分になるには、さらにかなり高い温度が必要だったからです。^{[ 58 ]}陸上では、アルビアン期の乾燥地帯は、亜熱帯高気圧帯の拡大と並行して定期的に北へ拡大しました。^{[ 59 ]}シーダー マウンテン層のソープ ウォッシュ植物相は、アルビアン期とセノマニアン期の境界におけるユタ州の平均年間気温が 19 ～ 26 °C であったことを示しています。^{[ 60 ]}セノマニアン-チューロニアン温暖期における熱帯海面水温は少なくとも30 ℃であったが、^{[ 61 ]}ある研究では33～42 ℃と推定されている。 ^{[ 62 ]}中間値として約33～34 ℃という推定値も示されている。[ ^{63 ]一方}、深層水温は現在よりも15～20 ℃（27～36 °F）も高かった。^{[ 64 ]}ある研究では深層水温は12～20℃と推定されている。            MKH の期間中は °C であった。^{[ 65 ]}極地は非常に温暖であったため、変温爬虫類が生息することができた。^{[ 66 ]}

MKH の終わりに近いサントニアン期から、地球規模の気候は寒冷化し始め、この寒冷化傾向はカンパニアン期を通して続いた。^{[ 67 ]}大気中の二酸化炭素濃度の低下によって引き起こされたこの寒冷化期は、^{[ 65 ]} MKH の終焉と、正式には後期白亜紀-前期古第三紀寒冷期 (LKEPCI) として知られるより寒冷な気候期への移行をもたらした。^{[ 35 ]}熱帯の海面水温は、カンパニアン期初期の約 35  °C からマーストリヒチアン期の約 28  °C まで低下した。^{[ 68 ]}深層海洋の温度は 9 ～ 12  °C まで低下したが、^{[ 65 ]}熱帯海と極海の間の浅い温度勾配は残った。^{[ 69 ]}西部内陸海路の地域的な状況は、MKH と LKEPCI の間でほとんど変化しなかった。^{[ 70 ]}この比較的涼しい気温の期間中、ITCZは狭くなり、^{[ 71 ]}東アジアの夏と冬のモンスーンの強さは、大気中のCO ₂濃度と直接相関していました。^{[ 72 ]}ララミディアも同様に季節的なモンスーン気候でした。^{[ 73 ]}マーストリヒチアンは、混沌として変動の激しい気候の時代でした。^{[ 74 ]}マーストリヒチアンには、LKEPCI の全体的な気温低下の傾向に反して、地球の気温が2回上昇したことが知られています。

• 70～69 Maと66～65 Maの間、同位体比は、大気中のCO ₂圧力が1000～1400 ppmVに上昇し、西テキサスの年間平均気温が21～23 °C (70～73 °F)であったことを示している。大気中のCO _{2と気温の関係は、pCO 2}の倍増に伴い気温が約0.6 °C上昇したことを示している。 ^{[ 75 ]}   
• 後者の温暖化期は白亜紀末期に発生し、デカン・トラップの活動によって引き起こされた。^{[ 76 ]} LKEPCIは後期古第三紀まで続き、その後、別の超温室期に取って代わられた。^{[ 35 ]}

マントルプルームや伸張テクトニクスに起因するとされる大量のマグマの生成^{[ 77 ]}は、さらに海面を押し上げ、大陸地殻の広範囲が浅い海で覆われた。熱帯の海洋を東西に繋ぐテチス海も地球の気候を温暖化させるのに役立った。温暖な気候に適応した植物の化石は、北はアラスカやグリーンランドといった地域でも知られており、恐竜の化石は白亜紀の南極から15度以内の地域で発見されている^{[ 78 ]}。同位体証拠に基づき、チューロニアン期には南極の海洋氷河があったと示唆されている。 ^{[ 79 ]}しかし、これはその後、同位体指標の不一致の結果であると示唆されており、^{[ 80 ]}この期間に南緯82度で極地の熱帯雨林が存在した証拠がある。^{[ 81 ]}氷による岩石の海洋環境への漂流は白亜紀の大部分で発生したが、氷河から直接堆積した証拠は、南オーストラリアのエロマンガ盆地の前期白亜紀に限られている。^{[ 82 ] [ 83 ]}

高温によって大規模な嵐、ハリケーン、山火事が発生し、樹木に被害が出た。これに加えて節足動物による被害もあって、この時期の樹木は大量の樹脂を生成​​し、1億2500万年前から7500万年前まで続いた白亜紀樹脂期につながった。 ^{[ 84 ]}

被子植物は、現在生きている植物種の約90%を占めています。被子植物が出現する以前のジュラ紀と白亜紀前期には、ソテツ類、針葉樹類、イチョウ類、グネツム類、近縁種、絶滅したベネッティテス類など、裸子植物群が高等植物相を支配していました。その他の植物群には、シダ植物または「種子シダ」と呼ばれる、シダのような葉を持つ絶滅した種子植物のさまざまなグループを指す総称があり、コリストスペルマ科やカイトニアレスなどのグループが含まれます。被子植物の正確な起源は不明ですが、分子生物学的証拠は、被子植物がどの現存する裸子植物群とも近縁ではないことを示唆しています。^{[ 85 ]}

被子植物の最も古い広く受け入れられている証拠は、イスラエル^{[ 86 ]}とイタリア^{[ 87 ]}で発見された後期ヴァランギニアン期（約1億3400万年前）の単溝（1本の溝）花粉粒で、最初は少量しか見つからなかった。分子時計による推定は化石による推定と矛盾しており、冠群被子植物の多様化は後期三畳紀またはジュラ紀に起こったことを示唆しているが、このような推定は、多数の花粉サンプルと、真正双子葉植物の三溝から三溝孔（3本の溝）を持つ特徴的な花粉とは整合しにくい。^{[ 85 ]}被子植物の大型化石の最古の記録の中には、スペインのバレミアン期のラス・ホヤス層からのモンセキアと、中国のバレミアン期とアプチアン期の境界にある義県層からのアルカエフルクトゥスがある。真正双子葉植物に特徴的な三溝花粉は後期バレミアンに初めて出現し、単子葉植物の最古の化石はアプチアンから知られている。^{[ 85 ]}被子植物は白亜紀中期に急速な放散を遂げ、針葉樹などの以前の優勢なグループの衰退と同時期に、この時代の終わりまでに陸上植物の優勢なグループとなった。^{[ 88 ]}イネ科植物の既知の最古の化石はアルビアンから出ており、^{[ 89 ]}この科は白亜紀末までに現代のグループに多様化していた。^{[ 90 ]}最古の大型被子植物の木はニュージャージー州のチューロニアン（約9000万年前）から知られており、幹の保存された直径は1.8メートル（5.9フィート）、高さは推定50メートル（160フィート）である。^{[ 91 ]}  

白亜紀には、現存するシダ植物種の80％を占めるウラボシ目（Polypodiales ）のシダ植物も多様化し始めた。 ^{[ 92 ]}

陸上では、哺乳類は一般的に小型であったが、動物相の非常に重要な構成要素であり、一部の場所ではキモロドント多丘歯類が恐竜を上回っていた。^{[ 93 ]}真の有袋類も胎盤類も最後まで存在しなかったが、^{[ 94 ]}有袋類以外の後獣類と胎盤類以外の真獣類は肉食動物（デルタテロイダ）、水生採食動物（スタゴドン科）、草食動物（ショーワルテリア、ゼレスティ科）など、すでに大きく多様化し始めていた。ユートリコノドントのようなさまざまな「古代」グループは白亜紀前期に一般的であったが、白亜紀後期には北部の哺乳類動物相は多丘歯類と獣類が優勢となり、南アメリカではドリオレスト類が優勢となった。

頂点捕食者は主竜類爬虫類、特に恐竜であり、最も多様な段階にあった。現代の鳥類の祖先のような鳥類も多様化した。彼らはすべての大陸に生息し、寒冷な極地にも生息していた。翼竜は白亜紀前期と中期には一般的であったが、白亜紀が進むにつれて、よく理解されていない理由で衰退した（かつては初期の鳥類との競争が原因と考えられていたが、現在では鳥類の適応放散は翼竜の衰退とは一致しないことが分かっている^{[ 95 ]}）。この時代の終わりには、高度に特殊化した3つの科、すなわちプテラノドン科、ニクトサウルス科、アズダルコ科だけが残った^{[ 96 ]}。

中国の遼寧ラガーシュテッテ（義県層）は、小型恐竜、鳥類、哺乳類の保存状態の良い化石が多数存在する重要な遺跡であり、白亜紀前期の生命の様子を垣間見ることができる。そこで発見されたコエルロサウルス類恐竜は、現代の鳥類や、ドロマエオサウルス類、オヴィラプトロサウルス類、テリジノサウルス類、トロオドン類などの鳥類以外の近縁種を含むマニラプトラ類に属する。遼寧ラガーシュテッテで発見されたこれらの恐竜の化石は、毛のような羽毛が存在することで注目に値する。

白亜紀には昆虫が多様化し、最古のアリ、シロアリ、チョウやガに似た鱗翅目昆虫が出現した。アブラムシ、バッタ、タマバチも出現した。^{[ 97 ]}

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  ティラノサウルス・レックスは、史上最大の陸上捕食動物の一つで、白亜紀後期に生息していた。
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  体長最大2メートル、腰までの高さ0.5メートルのヴェロキラプトルは羽毛に覆われ、白亜紀後期に生息していた。
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  トリケラトプスは、白亜紀で最もよく知られた属の一つである。
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  史上最大級の飛行動物の一つであるアズダルコ科のケツァルコアトルスは、白亜紀後期に生息していた。
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  コンフキウソルニスは、白亜紀前期に生息していたカラスほどの大きさの鳥類の属である。
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  イクチオルニスは、白亜紀後期に生息していた、歯のある海鳥に似た鳥類である。

リンコケファルス類

ムカシトカゲ類（現在ではムカシトカゲのみを含む）は白亜紀前期以降、北アメリカとヨーロッパから姿を消し、^{[ 98 ]}白亜紀後期初期までに北アフリカ^{[ 99 ]}と南アメリカ北部^{[ 100 ]}からも姿を消した。ムカシトカゲ類の衰退の原因は依然として不明であるが、進化したトカゲや哺乳類との競争が原因であると示唆されることが多い。^{[ 101 ]}トカゲが稀であった高緯度の南アメリカ南部では、ムカシトカゲ類は白亜紀後期にも多様性を保っていたようで、陸生トカゲの化石の数はムカシトカゲの200倍にも上る。^{[ 99 ]}

コリストデラ

淡水爬虫類の一種であるコリストデラ類は、先行するジュラ紀に初めて出現し、白亜紀前期にアジアで大きな進化放散を遂げました。白亜紀前期はコリストデラ類の多様性がピークに達した時期であり、ハイファロサウルスのような長い首を持つ種や、ガビアルに似たネオコリストデラ類の最初の記録などが含まれます。ネオコリストデラ類は、水生のネオスクス類ワニ形類が地域的に存在しない中で進化したと考えられています。白亜紀後期には、ネオコリストデラ類のチャンプソサウルスが北アメリカ西部に広く分布していました。^{[ 102 ]}北極の極端な温暖な気候のため、コリストデラ類は白亜紀後期に北極にも生息することができました。^{[ 66 ]}

海では、エイ、現代のサメ、硬骨魚類が一般的になった。^{[ 103 ]}海洋爬虫類には、白亜紀前期および中期に生息した魚竜類（白亜紀後期のセノマニアン-チューロニアン無酸素事変で絶滅）、全期間に生息した首長竜類、白亜紀後期に出現したモササウルス類が含まれる。ウミガメ類は、 Cheloniidae 科とPanchelonioidea 科の形でこの時代に生息し、絶滅事変を生き延びた。Cheloniidae 科の他に、Panchelonioidea 科は現在、オサガメという単一の種によって代表されている。Hesperornithiformes は、カイツブリのように泳ぐ飛べない海洋潜水鳥であった。

まっすぐな殻を持つアンモナイト属であるバキュリテスは、造礁性のルディスト二枚貝とともに海で繁栄した。イノセラムス類も白亜紀の二枚貝の中で特に注目に値する^{[ 104 ]。}チューロニアン-コニアシアン境界などの主要な生物の交代を特定するために使用されてきた^{[ 105 ] [ 106 ]}。穴を掘る習性を持つ捕食性の腹足類は広く分布していた^{[ 107 ]} 。グロボトルンカニド有孔虫やウニやヒトデなどの棘皮動物が繁栄した。白亜紀の海洋環境では介形虫が豊富に存在し、雄の性的投資が高い介形虫種は絶滅率と交代率が最も高かった^{[ 108 ]} 。甲殻類の綱であるティラコケファラは白亜紀後期に絶滅した。海洋における珪藻類（一般的に石灰質ではなく珪質の殻を持つ）の最初の放散は白亜紀に起こり、淡水性の珪藻類は中新世まで出現しなかった。 ^{[ 97 ]}石灰質ナノプランクトンは海洋微生物叢の重要な構成要素であり、生物層序学的マーカーおよび環境変化の記録者として重要であった。 ^{[ 109 ]}

白亜紀は、岩石、硬い地層、貝殻などに穿孔や削り屑が生じる生物侵食の進化においても重要な時代であった。

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  白亜紀初期の情景：ウールンガサウルスがクロノサウルスに襲われている。
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  ティロサウルスは、白亜紀後期に出現した大型のモササウルス類で、肉食性の海洋爬虫類である。
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  泳ぎが得意で歯が鋭い捕食性水鳥ヘスペロルニスは、白亜紀後期の海を闊歩していた。
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  アンモナイトのDiscoscaphites iris、オウルクリーク層（上部白亜紀）、ミシシッピ州リプリー
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  レバノンのハケルで発見された、 Nematonotus属、Pseudostacus属、およびDercetis triqueterの一部が写ったプレート。
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  白亜紀最大のサメの一つであるクレトキシリナが、西部内陸海路でプテラノドンを襲っている。

• 白亜紀-古第三紀絶滅
• 白亜紀温暖化極大期
• 化石産地一覧（リンク集付き）
• 白亜紀の南極地域

• UCMPバークレー白亜紀ページ
• 白亜紀の微化石：有孔虫の画像180点以上
• 白亜紀（年代層序スケール）
• 「白亜紀系」 。ブリタニカ百科事典。第 7巻（第11 版）。1911年。414～ 418ページ。