Геологическое изучение сдвиговых зон началась с работ цюрихского геолога Арнольда Эшера фон дер Линта, который в середине прошлого века откартировал и правильно интерпретировал зону разлома в Центральных Альпах с отчетливыми левосторонними смещениями амплитудой от 500 до 800 метров (другим замечательным открытием Арнольда Эшера была знаменитый надвиг Гларус в Рэтских Альпах, с изучения которого началась современная тектоника). В конце прошлого века появились первые сообщения о сдвигании при землетрясениях, а после Большого Калифорнийского землетрясения 1906 года на разломе Сан Андреас существование процессов сдвигообразования стало общепризнанным. Анализ сейсмических событий на сдвиге Сан Андреас привел к установлению первого сдвигового сейсмического механизма упругой отдачи (Reid, 1910), основанного на деформационной модели Кулона – Андерсона (Anderson, 1905). В те­чении нескольких десятиле­тий после этого крупные сдвиговые зоны были детально откартированы во всех час­тях света. Эти исследо­вания обосновали мето­ды корреляции геологиче­ских формаций в смещенных крыльях сдвигов, выявили специфические сдвиговые структурные рисунки и наборы сдвиговых деформаций, и выработали методы исторического анализа сдви­говых зон. В это же время начались эксперимен­тальные исследования сдвиговых структур, в первую очередь известные работы В. Риделя (1929), Х. Клооса (1936) и др.

В 50 - начале 60 г.г. были опубликованы фундаментальные работы, которые с одной стороны подводили итоги многолетних исследований континентальных сдвигов (серия монографий со­трудников ГИН АН СССР, работы Дж.Муди, М.Хилла и др.), а с другой – представляли первые результаты изучения океанских сдвиговых зон. В это же время были опубликованы несколько статей Т. Вилсона о разломах трансформного типа, которые открыли новую главу структур­ной геологии сдвигов.

Особенно интенсивно изучение обстановок и механизмов сдвиговых движений развивалось начиная с 70 г.г., когда были проведены огромные циклы исследований по строению и эволюции сдвиговых зон кол­лизионных и рифтовых поясов, по тектонике, морфологии, временной и пространствен­ной эволюции океанских трансформных разломов, по сдвиговым структурам при косых плитных взаимодействиях. Одновременно был опубликован огромный новый материал по тектонике и развитию присдвиговых структур, в т.ч. осадочных и вулканических пулл-апартов и по геологии сдвиговых дуплексов. Важным направлением работ в эти и последующие годы были детальные мультидисциплинарные исследования крупных континенталь­ных сдвиговых зон разной природы (ог­ромные литературные массивы по сдвигам Сан-Андреас, Рифта Мертвого Моря, Се­веро-Анатолийского, Альпий­ского, Крас­ной Реки, Тан-Лу, Таласо-Ферганскому, Дарвазскому, Чаман и др.). Кроме того, следует отметить исследования, посвященных сдвиговой природе линеаментов (особенно в связи с дистанционными методами геологических исследований), работы по трансферным сдвиговым зонам, интенсивно развивающиеся исследования по моделированию сдвиговых деформаций, а также исключительно важный цикл работ по взаимосвязям сдвиговых и магматических явлений.

К настоящему времени сложилось не­сколько подходов к общим проблемам сдвиговой тектоники. Исторически первым появился подход, который можно назвать регматическим, в котором суще­ствование крупномасштабных сдвигов свя­зывается с исходной планетарной трещиноватостью, а в качестве управляющего механизма сдвиговых движений рассмат­риваются ротаци­он­ные силы. Этот подход, подробно изложенный в известных работах Дж. Муди и М. Хилла (Moody, Hill, 1956 и др.), имеет корни еще в контракционист­ских идеях (Hobbs, 1911, Vening Meinesz, 1947, Jeffreys, 1952, и др.) и механических моделях E. Андерсона (Anderson, 1905, 1942, 1951). Близки к этим идеям исследования Р. Зондера (Sonder, 1938, 1956), C. Кери (Carey, 1958 и др.), Н. Павони (Pavoni, 1961, 1981), П.С. Воронова (1968, 1969, 1990, 1998), Л.М. Расцветаева (1980, 1990), Д.И. Гарбара (1987, 1991), С.С. Шульца (1971) и многих других геологов.

Комплементарным к этому подходу явилось «структурно-мобилистское» направление в сдвиговой тектонике, своеобразным манифестом которого явилась монография сотрудников Геологического Института АН СССР “Разломы и горизонтальные движения земной коры”. В рамках этого подхода сдвиги рассматриваются как естественный элемент раз­номасштабных структурных ассоциаций, формирую­щихся в результате тангенци­альных перемещений блоков земной коры и включающих также структуры сжатия и растяжения (Буртман, 1963, Лукьянов, 1963, Руженцев, 1963, Суворов, 1961, Трифонов, 1963, Щерба, 1963, Копп, 1970 и др.). В этих работах не указыва­ются глобальные причины круп­номас­штабных горизонтальных блоковых дви­жений; последние просто рассматриваются как наиболее приемлемый механизм обра­зования сложной геологической структуры. Кинемати­ческой моделью сдвига предполагался разви­тый вариант модели Ан­дерсона, однако при интерпретации при­меров реальных сдвиговых структур авторы справедливо отходили от этой модели.

В начале 60 г.г. канадский исследователь Т. Вилсон (Wilson, 1964, 1965 и др.) ввел новое структурно-геологическое понятие “трансформный разлом”, определив его как разновидность геологического сдвига, оба конца которого резко обрываются на структурах растяжения или сжатия и по которому передаются (транс­формиру­ются) движения от одной активной зоны к другой. В дилатационной, по сути, модели Вилсона сдвиги компенсируют изменения геометрии деформируемой среды в локальных участках раз­растания или сокращения последней, в то время как в старых моделях отдельные структуры, регионы или даже Земля в целом рассматривались как однородные монолитные блоки, к которым приложена внешняя нагрузка. Конечным результатом деформаций и в вилсоновской, и в андерсоновской модели будет сдвиг – т.е. разрыв со смещением по простиранию, однако и кинематические характеристики, и временная эволюция структур в этих моделях будут совершенно различными.

В настоящее время широко распространенным является подход тектонофизический, который развивается в работах Н. Павони (1964), М.Н. Гзовского (1975), С.И. Шермана и его сотрудников (Шерман, 1981, 1991, Шерман и др., 1983), последних работах Л.М. Расцветаева, П.Н. Николаева (Николаев, 1992), Б.М. Чикова (Чиков, 1992) и других отечественных и зарубежных исследователей. В рамках этого подхода сдвиги рассматриваются как структурные проявления специфических сдвиговых полей напряжений, возникающих за счет как глобальных (в том числе ротационных) механизмов, так и локальных факторов, и существующих наряду с полями напряжений сжатия и растяжения. Предполагается многоуровенная, иерархичная организация поля напряжений твердой Земли, которое реализуется в собственных разноранговых структурных парагенезах. Исходя из этих представлений, строится многоранговая классификация сдвигов (также, как и разломов других кинематических типов). По мнению С.И. Шермана, сдвиговые дизъюнктивы представляют на поверхности Земли и в литосфере различные по одним критериям и одинаковые по другим разломы, которые объединяются одним термином – сдвиги.

Плодотворным подходом к сдвиговой тектонике является концепция аккомодационных и трансферных структур (Dahlstrom, 1970, Rat, 1974, Kazmin, 1974, Illies, 1977, Harding, Lowell, 1979, Bally, 1982, Gibbs, 1984, Chorowicz, 1987, Ebinger, 1989, Brune, Gutscher, et al., 1992, Rosendahl, et al., 1992, и мн. др.). В этом подходе локальное структурообразование соотносится с реологической и деформационной неоднородностью систем растяжения и сжатия. Разрывы вообще, и сдвиги в частности, рассматриваются как синкинематические структуры, аккомодирующие и выравнивающие эти неоднородности. В общем случае сдвиги такого рода называются трансферами. Идея транс­ферных сдвигов по­зволяет с единых позиций описывать разномасштабные проявления сдвиговой тектоники в различных тектонических обстановках.

Новейшие крупномасштабные сдвиговые зоны включены в литосферу разного типа и характерны для различных тектонических обстановок. Большинство океанских сдвигов приурочены к активным плитным окраинам, где входят в состав спрединговых и субдукционых систем; в редких случаях сдвиги пересекают океанские сегменты плит целиком. Установлено, что по морфологическим и тектоническим характеристикам выделяется не менее 10 групп океанских сдвиговых зон, играющих разную тектоническую роль, имеющих разное распространение и различное кинематическое поведение. Крупные континентальные сдвиги распределены между коллизионными, рифтовыми и субдукционными областями, они также расположены главным образом на границах плит, микроплит и крупных коровых блоков. В некоторых случаях сдвиговые зоны пересекают континентальные сегменты плит целиком. Показано, что соответственно тектонической позиции выделяется 11 групп континентальных сдвигов.

Ниже перечислены известные к настоящему времени группы литосферных сдвигов. В квадратные скобки заключены их индексы, в которых буква О обозначает океанский, буква К – континентальный, Е – обстановку растяжения (extension), С – сжатия (compression), М – смешанную (mixt) динамическую обстановку формирования краевых структур сдвига, и Т – смешанную (транспрессивную, транстенсивную) обстановку формирования самой сдвиговой зоны. Цифры – это просто порядковый номер группы сдвигов.

Несмотря на то, что по традиции все крупные океанские сдвиги называются трансформными разломами, собственно вилсоновскую динамику имеют только сдвиги срединно-океанических хребтов. Строение и эволюция этих структур в значительной степени зависит от их геометрии и скорости движений на разломе; по этим параметрам выделяется четыре группы трансформ растяжения [OE1-4]. С трансформами типа дуга-дуга ситуация менее определенна, поскольку управляющие механизмы субдукции до сих пор остаются дискуссионными. Некоторые модели предполагают преимущественно гравитационной контроль субдукционных процессов, и в этом случае вилсоновская схема сдвигообразования будет подходящей и для трансформ типа дуга-дуга. В целом океанские трансформные разломы дуга-дуга включают по крайне мере три группы структур, различающихся по морфологии и строению –это окончания субдукционных дуг малой кривизны [OC5], короткие междуговые трансформы [OC6] и длинные трансформы сжатых дуг [OC7], близких по развитию к крупнейшим коллизионным сдвигам. Океанские трансформы типа хребет-дуга включают также три разных группы структур. Наиболее распространены короткие, поперечные к континентальным окраинам границы малых плит [OM8]; эволюционно это относительно неустойчивые образования, часто меняющие конфигурацию и динамический режим. Менее распространены длинные, часто составные разломные зоны [OM9], разделяющие крупные сегменты океанских плит с разными скоростями раздвижения и, так или иначе, связанные с тройными сочленениями. И наиболее редки продольные к континентальным плитным окраинам длинные разломные зоны со смешанной сдвиго-поддвиговой кинематикой [OM10]. Деформации, контролирующие сдвиговую компоненту этих разломных зон, соответствуют транспрессивным в подстилающей плите и транстенсивным в перекрывающей, а сами сдвиговые зоны близки по динамике к косым межблоковым сколам (транскуррентным сдвигам).

Крупномасштабные континентальные сдвиги подразделяются на два типа: сдвиги, близкие по простиранию к главным направлениям конвергенции (дивергенции) в соответствующих коллизионных или рифтовых поясах, и сдвиги косые до нормальных к этим направлениям. Сдвиговые зоны первого типа («континентальные трансформы») классифицируются по аналогии с соответствующими океанскими структурами на сдвиги областей растяжения, областей сжатия и смешанные.

Развитие сдвигов областей растяжения связано с разными тектоническими ситуациями. Первый случай [KE11] – когда они соединяют дискретные сегменты активных континентальных рифтовых систем, т.е. в кинематическом смысле являются континентальными аналогами трансформных разломов типа хребет-хребет (тип Бургундской сдвиговой зоны, сдвига Руква, Байкальской сдвиговой зоны). Другой случай –это континентальные сдвиги, включенные в океанские активные области разрастания [KE12], т.е. континентальные сегменты океанских трансформ растяжения (тип разлома Сан-Андреас). Третий вариант –это трансконтинентальные системы трансферных разломов и множественных рифтовых впадин [KE13], которые соединяют далеко отстоящие спрединговые центры разных рифтовых систем (типа Центрально-Африканской, и возможно, Центрально-Американской сдвиговой системы).

В областях активного сжатия крупномасштабные континентальные сдвиги развиваются в нескольких тектонических обстановках. Наиболее распространены сдвиги [KC14], связывающие зоны сжатия, в которых конвергируют только континентальные блоки (классический случай коллизионной тектоники), а основным крупномасштабным механизмом поглощения коры является ограниченная континентальная А-субдукция. Сдвиги этой группы четко выделяются по структурным, геоморфологическим и сейсмическим характеристикам и рассматриваются как кинематические аналоги трансформных разломов дуга-дуга (тип Таласо-Ферганского разлома, Дарвазского сдвига и пр.). Другая группа компрессионных сдвигов [KC15] представлена разломными зонами, связывающими области океан-континентальной и чисто континентальной субдукции (тип сдви­га Чаман). В целом их строение мало отличается от предыдущих - и те, и другие являются областями транспрессивной тектоники и выражены складчато-надвиговыми горными поясами. Следующей разновидностью континентальных сдвигов сжатия [KC16] являются континентальные отрезки трансформных разломов типа дуга-дуга, сочленяющие океан-океанские или океан-конти­ненталь­ные зоны субдукции (тип сдвиговой зоны Тьерра дель Фуега в Патагонии, которая наращивает разломы Фолклендской трансформной зоны). Еще одна группа [KC17] включает сравнительно небольшие сдвиговые зоны, косо пересекающие островные дуги (главным образом западной Пацифики) и составляющие единую систему с океанскими междуговыми трансформами.

Континентальные сдвиги, изоструктурные океанским трансформам типа дуга-хребет, сочленяют активные области разрастания и поглощения, которые обмениваются вдоль сдвигов массами и движениями. Так же, как континентальные сдвиги других групп, они включают и чисто континентальные структуры, и континентальные сегменты в целом океанских трансформ. Для сдвиговых зон первой группы [KM18] характерно эшелонированное строение и развитие длинных пулл-апартовых бассейнов, иногда почти целиком выполняющих сдвиговую зону (тип сдвига Мертвого моря). Единственный сейчас представитель второго типа смешанных сдвигов [KM19], Альпийский разлом в Новой Зеландии, развивается в обстановке косой субдукции, и в структурном смысле принципиально не отличается от компрессионных сдвиговых зон или срединных сдвигов островных дуг.

Второй тип крупномасштабных континентальных сдвиговых зон представлен раз­ломами областей косого взаимодействия крупных литосферных блоков, в том числе сдвигами, кото­рые ограничивают тектонические кли­нья областей синтаксисов горно-складчатых поясов. Сдвиги подобного рода расположены косо или даже продольно к основной тектонической зональности и всегда имеют смешанную (транспрессивную или транстенсивную) деформационную историю. В но­вейшее время наиболее распространены два вида континентальных сдвигов второй группы. Сдвиги, связанные с косой океан-континенталь­ной субдукцией [KТ20], представлены многочис­ленными срединными разломными зонами островных дуг или близких к ним субдукционных образо­ваний (сдвиги Филиппинский, Медианная линия Японии, Атакама, Тымь-Поронайский, Суматра и др.). Некоторые из этих сдвигов прослеживаются по простиранию во вторичные спрединговые центры и формально могут рассматриваться как трансформы типа хребет – дуга, однако основным фактором их развития является сдвиговая составляющая косого пододвигания океанской плиты под островную дугу. Сдвиги [KТ21] внешних ограничений коллизионных тектонических клиньев (Южно-Гиссарский, Гератский, Алтынтагский, Болнайский, Северо-Анато­лий­ский, Загросский и др.) развиваются в условиях сложных многоблоковых взаимодействий, их эволюция неодназначна и не может быть представлена простыми моделями. Сдвиги, составляющие ка­ждую из этих групп, структурно и морфологически очень похожи между собой. Континентальные сдвиги второй группы обладают экстремальной сейсмич­ностью и зачастую расположены в плотно заселенных областях, отчего представляют наибольшую экологическую опасность.