クロスベディング

地質学では、斜交層理（斜交成層とも呼ばれる）は、地層内で主層面に対して斜めに層を成すものである。結果として生じる堆積構造は、傾斜した層で構成されたほぼ水平の単位である。元々の堆積層は傾斜しているが、このような傾斜は堆積後の変形の結果ではない。斜交層理または「セット」は斜交層理として知られる傾斜した層のグループである。

交差層理は、さざ波や砂丘などのベッドフォームの傾斜面に堆積する間に形成されます。これは、堆積環境に流動媒体（通常は水または風）が含まれていたことを示しています。これらのベッドフォームの例には、さざ波、砂丘、反砂丘、砂波、丘陵、砂州、および三角州斜面があります。^[1]水の動きが十分に速く、十分な深さがあり、大規模なベッドフォームを発達させる環境は、河川、潮汐が支配的な沿岸および海洋環境の3つの自然なグループに分類されます。^[2]

地質学者は、交差層から古代の地域の様子について多くのことを知ることができます。層の傾斜方向は、堆積物の大まかな輸送方向である古流向を示します。堆積物の種類と状態から、地質学者は環境の種類（丸み、選別、組成など）を知ることができます。現代の類似物を研究することで、地質学者は古代の環境について結論を導き出すことができます。古流向は、交差層の断面を見ることで判断できます。ただし、正確な値を得るには、層の軸が見えていなければなりません。また、砂丘の交差層と反砂丘の交差層を区別することも困難です。（砂丘は下流に傾斜し、反砂丘は上流に傾斜します。）^[1]

斜交層理の動きの方向は、古代の流れや風の方向（古流向と呼ばれる）を示すことができる。前景層は安息角（水平から約 34 度）で堆積するため、地質学者は斜交層理の堆積物の傾斜方向を測定し、古流向を計算することができる。しかし、ほとんどの斜交層理は平板状ではなく、トラフである^[要出典]。トラフは前景層の傾斜に対して 180 度の変動を与える可能性があるため、前景層を盲目的に測定すると、誤った古流向が取られる可能性がある。この場合、真の古流向はトラフの軸によって決定される。古流向は、過去の気候や排水パターンを再構築する上で重要である。砂丘は一般的な風向を保存し、流れのさざ波は川が動いていた方向を示す。

クロスベッディングは、流れる流体中のさざ波や砂丘^[3]などのベッドフォームが下流に移動することで形成されます。流体の流れにより、砂粒がベッドフォームのストス (上流) 側を跳躍的に上昇し、安息角に達するまで頂上に集まります。この時点で、粒状物質の頂上は大きくなりすぎて、流水の力に打ち負かされ、砂丘の風下 (下流) 側を落ちていきます。雪崩が繰り返されると、クロスベッディングと呼ばれる堆積構造が形成され、その構造は古流の方向に傾斜します。

交差層理を形成する堆積物は、通常、砂丘の「風下」側での堆積前および堆積中に分類され、岩石や堆積物堆積物で交差層理が認識できるようになります。^[4]

斜交層理の角度と方向は、一般的にかなり一定しています。個々の斜交層理の厚さは、堆積環境とベッドフォームのサイズに応じて、わずか数十センチメートルから数百フィート以上にまで及ぶことがあります。^[5]斜交層理は、流動性のある物質を含むベッドの上を流体が流れるあらゆる環境で形成されます。最も一般的に見られるのは、河川堆積物（砂と砂利からなる）、潮汐地帯、および風成砂丘です。

斜交層理堆積物は、現場では「前景」の多くの層によって認識されます。前景とは、ベッドフォーム (波紋または砂丘) の下流側または風下側に形成される一連の層です。これらの前景は、異なるサイズと密度の物質の層間の小規模な分離により、個別に区別できます。

交差層理は、一連のさざ波状地形の切断によっても認識できます。ここでは、以前存在していた河川堆積物がその後の洪水によって侵食され、新しい床形態が洗掘された領域に堆積します。

交差層理は、セットと交差地層の幾何学的形状に応じてサブカテゴリに細分化できます。最も一般的に説明されるタイプは、板状交差層理とトラフ交差層理です。板状交差層理、または平面層理は、セットの厚さに対して水平方向に広がり、基本的に平面の境界面を持つ交差層理単位で構成されています。^[3] 一方、トラフ交差層理は、境界面が湾曲しているため、水平方向の範囲が制限されている交差層理単位で構成されています。^[3]

板状（平面）斜交層理は、層厚に対して水平方向の広がりが大きく、境界面が基本的に平面である斜交層理単位から構成される。板状斜交層の前縁層理は、基底面に接するように湾曲している。^[3]

板状斜交層理は、主に大規模な直線状の波頭や砂丘の移動によって形成される。低水流時に形成される。個々の層の厚さは数十センチメートルから1メートル以上までの範囲であるが、10センチメートルの厚さまでの厚さが観察されている。^[6] 斜交層理が6センチメートル未満で、斜交層理が数ミリメートルの厚さしかない場合、斜交層理ではなく斜交層理という用語が使用される。斜交層理は、典型的には粒状堆積物、特に砂岩に発生し、堆積物が波頭や砂丘として堆積し、水流や空気流によって前進したことを示す。^[7]

横層は、関連する層の底部および上部に対して傾斜している堆積層のことである。横層は、堆積環境、堆積物の輸送方向（古流）、さらには堆積時の環境条件など、古代の環境について現代の地質学者に多くのことを伝えることができる。通常、岩石記録の単位は層と呼ばれ、層を構成する構成層は、厚さが 1 cm 未満の場合はラミナ、厚さが 1 cm を超える場合は地層と呼ばれる。^[1]横層は、周囲の層の底部または上部に対して傾斜している。傾斜した層とは対照的に、横層は水平に堆積して後で変形するのではなく、斜めに堆積する。^[8]トラフ横層は、下面が湾曲しているかスクープ型で、下にある層を切り取っている。前縁層も湾曲しており、下面と接線方向に合流する。これらは砂丘の移動に関連している。^[9]

粒子の形状と堆積物の選別と構成は、斜交層の歴史に関する追加情報を提供することができます。粒子の丸み、粒径の限られた変動、および高い石英含有量は、一般的に、風化と堆積物の輸送の長い歴史に起因します。たとえば、主に石英粒子で構成される、丸みを帯び、よく選別された砂は、堆積物の発生源から遠く離れた海岸環境でよく見られます。さまざまな鉱物で構成される、選別が不十分で角張った堆積物は、堆積物の発生源近くの川でより一般的に見られます。^[8]ただし、古い堆積物は頻繁に侵食され、再移動します。したがって、川は、ほぼ純粋な石英でできた、丸みを帯び、よく選別された古い海岸砂層を侵食する可能性があります。

流れは気候（雪、雨、氷の融解）と勾配によって特徴付けられます。様々な時間スケールで測定された流量の変化は、水深や速度を変える可能性があります。一部の河川は、予測可能な季節制御のハイドログラフ（雪解けや雨季を反映）によって特徴付けられます。他の河川は、アルプスの氷河の流出や突然の嵐のイベントに特徴的な持続的変動によって支配され、激しい流量を生み出します。岩石記録に長期にわたる安定した流れの記録がある河川はほとんどありません。^[2]

河床形態は比較的動的な堆積物貯蔵体であり、流れの特性の大きな変化に対して応答時間が短い。大規模な河床形態は周期的で、水路内に発生する（深さに応じて拡大）。その存在と形態学的変動は、平均速度またはせん断応力として表される流れの強さと関連している。^[2]

河川環境では、川の水はエネルギーを失い、堆積物を運ぶ能力を失います。堆積物は水から「落ち」、砂州に沿って堆積します。時間が経つと川は干上がるか剥離し、砂州は斜交層理として保存されることがあります。

潮汐が支配的な環境には以下が含まれます。

• 地形によって部分的に囲まれているものの、海と自由につながっている沿岸水域。
• 潮汐の差が1メートルを超える海岸線。
• 潮汐量や潮流の影響に比べて流出水量が少ない地域。

一般的に、潮汐の差が大きいほど、最大流速は大きくなります。^[2] 潮汐優勢地域での交差成層は、ヘリンボーン交差成層の形成につながる可能性があります。

流れの方向は定期的に反転しますが、干満流の流れのパターンは一致しないのが一般的です。その結果、水と運搬土砂は河口に出入りする際に遠回りのルートをたどる場合があります。これにより、河口の一部は洪水が優勢で、他の部分は干満が優勢という空間的に異なるシステムが形成されます。流れと運搬土砂の時間的および空間的な変動性と、定期的に変動する水位が組み合わさって、さまざまな河床形態が生まれます。^[2]

大規模な河床形態は、強い地衡流、時折発生する高潮、および/または潮流の影響を受ける浅い陸源性または炭酸塩砕屑性の大陸棚および大陸棚近傍の台地で発生します。 ^[2]

風成環境下では、横層は粒子流による堆積のため、逆等級化を示すことが多い。風は堆積物を地面に沿って吹き飛ばし、堆積し始める。堆積が起こる側は風上側と呼ばれる。堆積が進むにつれて、一部の堆積物は端から落ちてくる。この側は風下側と呼ばれる。粒子流は、風上側に堆積しすぎると発生し、安息角に達して堆積物は転がり落ちる。さらに堆積物が上に積み重なると、その重さによって下にある堆積物が固まり、横層を形成する。^[8]

• モンロー、ジェームズ・S. およびウィカンダー、リード (1994) 『変わりゆく地球：地質学と進化の探究』第2版、セントポール、ミネソタ州：ウェスト、ISBN 0-314-02833-1、pp. 113–114。 
• Rubin, David M. および Carter, Carissa L. (2006)アニメーションにおけるベッドフォームと交差層理、Society for Sedimentary Geology (SEPM)、Atlas Series 2、DVD #56002、ISBN 1-56576-125-1 
• Prothero, DR および Schwab, F.、1996 年、堆積地質学、pg. 43-64、ISBN 0-7167-2726-9 

ウィキメディア・コモンズには、 Cross-beddingに関連するメディアがあります。

• USGS による交差層理アニメーション
• 風成研究の書誌