النوم المتقاطع

تُعرف الرواسب ذات الطبقات المتقاطعة في الحقل من خلال طبقاتها المتعددة المعروفة باسم " الطبقات الأمامية "، وهي سلسلة من الطبقات التي تتشكل على الجانب السفلي أو الجانب المواجه للرياح من شكل القاع (التموج أو الكثيب). وتتميز هذه الطبقات الأمامية باختلافها الفردي نظرًا للفصل الدقيق بين طبقات المواد ذات الأحجام والكثافات المختلفة.

يمكن أيضًا التعرف على التطبق المتقاطع من خلال الانقطاعات في مجموعات من الطبقات الأمامية المتموجة، حيث تتآكل رواسب الجداول الموجودة مسبقًا بفعل فيضان لاحق، وتترسب أشكال قاعية جديدة في المنطقة التي تم تجريفها.

يمكن تقسيم التطبق المتقاطع وفقًا لهندسة المجموعات والطبقات المتقاطعة إلى فئات فرعية. أكثر الأنواع شيوعًا هي التطبق المتقاطع الجدولي والتطبق المتقاطع الحوضي. يتكون التطبق المتقاطع الجدولي، أو التطبق المستوي، من وحدات متقاطعة ممتدة أفقيًا بالنسبة لسمك المجموعة، ولها أسطح حدودية مستوية أساسًا. ^{[ 3 ]} أما التطبق المتقاطع الحوضي، فيتكون من وحدات متقاطعة ذات أسطح حدودية منحنية، وبالتالي محدودة في امتدادها الأفقي. ^{[ 3 ]}

يمكن أن يوفر شكل الحبيبات وتصنيف الرواسب وتكوينها معلومات إضافية عن تاريخ الطبقات المتقاطعة. يُعزى استدارة الحبيبات، ومحدودية التباين في حجمها، وارتفاع محتوى الكوارتز عمومًا إلى تاريخ طويل من التجوية ونقل الرواسب. على سبيل المثال: يُوجد الرمل المستدير جيدًا والمصنف جيدًا، والذي يتكون في معظمه من حبيبات الكوارتز، عادةً في البيئات الشاطئية، بعيدًا عن مصدر الرواسب. أما الرواسب غير المصنفة جيدًا والزاوية، والتي تتكون من مجموعة متنوعة من المعادن، فتُوجد عادةً في الأنهار، بالقرب من مصدر الرواسب. ^{[ 8 ]} ومع ذلك، فإن الرواسب القديمة تتعرض للتآكل وإعادة التحريك بشكل متكرر. وبالتالي، قد يقوم النهر بتآكل تكوين قديم من رمال الشاطئ المستديرة جيدًا والمصنفة جيدًا، والتي تتكون من كوارتز نقي تقريبًا.

تتأثر التدفقات المائية بالمناخ (الثلوج والأمطار وذوبان الجليد) والانحدار. ويمكن أن تؤدي تغيرات التصريف المقاسة على نطاقات زمنية مختلفة إلى تغيير عمق المياه وسرعتها. تتميز بعض الأنهار بمخطط هيدرولوجي يمكن التنبؤ به ويخضع للتحكم الموسمي (يعكس ذوبان الثلوج أو موسم الأمطار). بينما تهيمن على أنهار أخرى تغيرات زمنية مميزة لجريان الأنهار الجليدية في جبال الألب أو العواصف المفاجئة، مما ينتج عنه تصريف متقلب. ونادرًا ما يوجد سجل طويل الأمد لتدفق ثابت في الصخور. ^{[ 2 ]}

Bed forms are relatively dynamic sediment storage bodies with response times that are short relative to major changes in flow characteristics. Large scale bed forms are periodic and occur in the channel (scaled to depth). Their presence and morphologic variability have been related to flow strength expressed as mean velocity or shear stress.^[2]

In a fluvial environment, the water in a stream loses energy and its ability to transport sediment. The sediment "falls" out of the water and is deposited along a point bar. Over time the river may dry up or avulse and the point bar may be preserved as cross-bedding.

Tide dominated environments include:

• Coastal water bodies that are partially enclosed by topography, yet have a free connection to the sea.
• Coast lines that have a tidal range of greater than one meter.
• Areas in which the water run-off volume is low relative to the tidal volume or impact.

In general, the greater the tidal range the greater the maximum flow strength.^[2] Cross-stratification in tidal-dominated areas can lead to the formation of Herringbone cross-stratification.

Although the flow direction reverses regularly, the flow patterns of flood on ebb currents commonly do not coincide. Consequently, the water and transport sediment may follow a roundabout route in and out of the estuary. This leads to spatially varied systems where some parts of the estuary are flood dominated and other parts are ebb dominated. The temporal and spatial variability of flow and sediment transport, coupled with regular fluctuating water levels creates a variety of bed form morphology.^[2]

Large scale bed forms occur on shallow, terrigenous or carbonate clastic continental shelves and epicontinental platforms which are affected by strong geostrophic currents, occasional storm surges and/or tide currents.^[2]

In an aeolian environment, cross-beds often exhibit inverse grading due to their deposition by grain flows. Winds blow sediment along the ground until they start to accumulate. The side that the accumulation occurs on is called the windward side. As it continues to build, some sediment falls over the end. This side is called the leeward side. Grain flows occur when the windward side accumulates too much sediment, the angle of repose is reached and the sediment tumbles down. As more sediment piles on top the weight causes the underlying sediment to cement together and form cross-beds.^[8]