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逆砂丘は、河川やその他の水路環境で見られる河床形態です。逆砂丘は超臨界流で発生します。超臨界流とは、フルード数が1.0より大きい、つまり流速が波の速度を超える状態を指し、これは上流流体制とも呼ばれます。逆砂丘では、下流側（風上側）に堆積物が堆積し、下流側（風下側）から侵食されます。これは、下流流体制の河床形態とは対照的です。その結果、逆砂丘は流れに逆らって上流方向に移動します。逆砂丘は同位相河床形態と呼ばれ、水面の高さが河床の高さと一致することを意味します。これは超臨界流体制によるものです。逆砂丘の河床形態は急速に発達し、上流へ移動するにつれて振幅が大きくなります。水面に生じる波も振幅が大きくなります。その波が不安定になり、砕けて下流に流されると、逆砂丘の河床形態の大部分が破壊される可能性があります。
逆砂丘は、一般的に流速の速い浅い河川環境で見られます。低流速域のリップルや砂丘とは異なり、逆砂丘は一般的に対称的で、流れの方向とは逆方向に移動します。逆砂丘は急速に発達し、流れに逆らって移動するにつれて振幅が大きくなります。その上の表面波が不安定になり崩壊すると（表面波の振幅が波長の1/7に達したとき）、逆砂丘の地形の大部分が破壊され、堆積物は下流に運ばれます。
アンチデューンは、海岸を横切って海に流れ込む小川でよく見られます。水路実験では、アンチデューンは混濁流のような密度流の下の海底環境でも発生することが示されています。アンチデューンは、その流れのレジームに特徴的な堆積構造を生成し、堆積地質学者が過去の流れの状態を理解するのに役立ちます。一般的に下流に傾斜した斜交層理を生成する砂丘やリップルなどの低流速レジームの堆積構造とは異なり、アンチデューンは低角度の下流傾斜層と上流傾斜層が混在した堆積構造を生成します。アンチデューンは上流に移動しますが、上流傾斜の斜交層理はアンチデューンや上流の流れのレジームの状態を示すものではありません。フルード数が十分に高い場合、アンチデューンの代わりに周期的な階段が形成されることがあります。 [ 1 ]
逆砂丘は、谷底では水深が浅く流れが速い一方、頂上部では流れが遅く深くなるため、上流へと移動します。その結果、谷底から頂上部にかけては河床にかかるせん断応力が減少し、堆積が促進されます。一方、頂上部から谷底にかけてはせん断応力が増加し、侵食が起こります。流れの慣性により、せん断応力の最大値と最小値は谷底と頂上部のやや下流に移動します。これにより、谷底での侵食と頂上部での堆積が進むにつれて、河床形態は時間とともに拡大していきます。
クリストファー・R・フィールディングは、それらの形成と気候との関連性を観察した。極端な雨季があり、流出水が発生する気候では、小川や河川内の流速が高くなり、上流流域構造の形成能力が高まる。[ 2 ]ここに、現代の逆砂丘の形成と破壊を示すビデオがある。
1899年、ヴォーン・コーニッシュが王立地理学会に初めてアンチデューンの説明を発表しました。彼は、水が下流に流れている間に波が発生し、それが上流に伝わって砂やその他の物質を堆積させることを観察しました。この観察は後に1908年にジョン・S・オーウェンズによって検証されました。アンチデューンという用語は、1914年に米国地質調査所の専門論文「流水による堆積物の輸送」の中でGKギルバートによって造語されました。 [ 3 ]彼はECマーフィーと共同でこの報告書を執筆し、コーニッシュとオーウェンズの以前の報告書を拡張したアンチデューンと定常波の説明を行いました。彼らの情報は、米国地質調査所が後援した実験室調査中に収集されました。アンチデューンの分析的記述を最初に試みたのは、1942年のウォルター・B・ラングベインでした。彼はギルバートの結果に次元解析を適用し、フルード数と速度および水力半径を使用して遷移点を導き出しました。[ 4 ]