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地質学において、せん断帯とは、地殻または上部マントル内の薄い帯状の領域で、その両側の岩盤が互いに滑り合うことによって大きく変形した部分を指します。岩石が脆い上部地殻では、せん断帯は断層と呼ばれる亀裂の形をとります。下部地殻とマントルでは、極度の圧力と温度によって岩石は延性を持ちます。つまり、鍛冶屋が熱い金属を加工するように、岩石は亀裂を生じることなくゆっくりと変形することができます。ここでは、せん断帯はより広い領域となり、延性のある岩石が両側の岩盤の相対的な動きに合わせてゆっくりと流動しています。
剪断帯は幅広い深度範囲にわたって存在するため、剪断帯には、それぞれ特徴的な構造を持つ多種多様な岩石が伴う。
せん断帯とは、有限ひずみ状態の低い岩石に囲まれた、強い変形（高いひずみ速度）のゾーンである。長さと幅の比が5:1以上であることが特徴である。[ 1 ]
せん断帯は、脆性せん断帯（または断層）から脆性-延性せん断帯（または半脆性せん断帯）、延性-脆性せん断帯、延性せん断帯に至るまで、連続的な地質構造を形成します。脆性せん断帯では、変形は壁岩を隔てる狭い破断面に集中しますが、延性せん断帯では、変形はより広い領域に広がり、変形状態は壁ごとに連続的に変化します。これらの両端の間には、これらの幾何学的特徴を異なる割合で組み合わせることができる、中間的なタイプの脆性-延性（半脆性）せん断帯と延性-脆性せん断帯が存在します。
せん断帯の構造幾何学に見られるこの連続性は、地殻を支配するさまざまな変形メカニズム、すなわち、地表付近での脆性（破壊）変形から深度の増加に伴う延性（流動）変形への変化を反映している。脆性-半脆性遷移を通過することで、変形に対する延性応答が発現し始める。この遷移は特定の深度に限定されるものではなく、脆性破壊と塑性流動が共存するいわゆる交互帯と呼ばれる一定の深度範囲で発生する。その主な理由は、岩石の通常異質鉱物組成にあり、異なる鉱物が加えられた応力に対して異なる応答を示す（例えば、応力下では石英は長石よりもはるかに早く塑性反応を示す）。したがって、岩相、粒径、および既存の組織の違いが、異なるレオロジー応答を決定する。しかし、他にも、以下のような純粋に物理的な要因が、変化深度に影響を与える。
ショルツの石英長石質地殻モデル（南カリフォルニアの地温勾配を使用）では、脆性-半脆性遷移は 周囲温度300 ℃で深さ約11kmから始まります。その下の交互帯は、 温度約360 ℃で深さ約16kmまで広がっています。[ 2 ]深さ約16kmより下では 、延性せん断帯のみが見られます。
地震の発生核となる地震発生帯は、脆性領域である分裂圏と結びついています。その間に挟まれた交互帯の下には、プラストスフィアがあります。地震発生層は、上部地震活動カットオフ（通常、深さ約4～ 5km）に関連する上部安定性遷移の下に位置し、そこで真のカタクラサイトが現れ始めます。その後、地震発生層は深さ11kmで交互帯に移行します。しかし、大地震は地表まで、そして交互帯の奥深くまで、時にはプラストスフィアにまで破壊が及ぶことがあります。
せん断帯における変形は、支配的な圧力・温度（pT）条件、流動様式、運動方向、および変形履歴を反映した特徴的な組織構造と鉱物集合体の発達をもたらします。したがって、せん断帯は特定の地塊の歴史を解明する上で非常に重要な構造です。
地表から見て、断層帯では通常、以下の種類の岩石が見られます。
断層ガウジとカタクラサイトはどちらも、脆い地震発生断層における摩耗作用によって生じる。
マイロナイトは、粘着摩耗を特徴とする交互帯において、半脆性挙動の開始とともに発生し始める。ここでは、擬似タキライトもまだ見られる。緑色片岩相に移行すると、擬似タキライトは消失し、様々な種類のマイロナイトのみが残る。縞状片麻岩は高変成度のマイロナイトであり、延性剪断帯の最下部に存在する。
せん断帯におけるせん断方向（右横ずれ、 左横ずれ、逆断層、正断層）は、巨視的な構造と多数の微細構造指標によって推測することができる。
主な肉眼的指標は、条線（スリッケンサイド）、条線、および伸張線または鉱物線である。これらは運動の方向を示す。変位した層理や岩脈などのオフセットマーカー、あるいは層理／葉理がせん断帯に偏向（曲がり）している様子を利用することで、せん断の方向も特定できる。
延性脆性せん断帯に特徴的な、雁行状に配列した張力裂け目（または伸張脈）や鞘褶曲も、巨視的なせん断方向を示す貴重な指標となり得る。
微視的指示薬は、以下の構造から構成される。
個々のせん断帯の幅は、粒子スケールからキロメートルスケールまで及ぶ。地殻規模のせん断帯（メガせん断帯）は 幅が10キロメートルにも達することがあり、その結果、数十キロメートルから数百キロメートルにも及ぶ非常に大きな変位が生じる。
脆性せん断帯（断層）は、通常、深さが増すにつれて、また変位量が増加するにつれて幅が広がる。
せん断帯はひずみの局所化を特徴とするため、影響を受けた母材がより塑性変形するためには、何らかのひずみ軟化が生じる必要がある。この軟化は、以下の現象によって引き起こされる可能性がある。
さらに、材料がより延性（準塑性）を持ち、破壊することなく連続的な変形（流動）を起こすためには、以下の変形メカニズム（結晶粒スケール）を考慮する必要がある。
せん断帯は深部まで貫入するため、あらゆる変成相に見られる。脆性せん断帯は上部地殻にほぼ普遍的に分布している。延性せん断帯は緑色片岩相の条件で発生するため、変成岩地帯に限定される。
せん断帯は、以下のような地質構造環境で発生する可能性があります。
剪断帯は岩石の種類や地質年代に依存しない。多くの場合、剪断帯は孤立して存在するのではなく、フラクタル構造を持つ連結した網状ネットワークを形成し、その配置は当時の地殻の主要な運動方向を反映している。
横ずれ断層型の剪断帯の好例としては、ブルターニュの南アルモリカ剪断帯と北アルモリカ剪断帯、トルコの北アナトリア断層帯、イスラエルの死海断層などがある。トランスフォーム断層型の剪断帯としては、カリフォルニアのサンアンドレアス断層、ニュージーランドのアルパイン断層などがある。衝上断層型の剪断帯としては、スコットランド北西部のモイン衝上断層がある。沈み込み帯の例としては、日本中央構造線がある。デタッチメント断層に関連する剪断帯は、カリフォルニア南東部に見られる。例えば、ウィップル山デタッチメント断層などがある。巨大な網状剪断帯の例としては、ブラジルのボルボレマ剪断帯などがある。
剪断帯の重要性は、それが地殻における主要な脆弱帯であり、時には上部マントルにまで及ぶという点にある。剪断帯は非常に長寿命な構造であり、多くの場合、複数の活動段階が重なり合った痕跡が見られる。剪断帯では物質が上下に輸送されるが、最も重要なのは溶解イオンを運ぶ水の循環である。これにより、母岩にメタソマティズムが生じ、マントル物質が再活性化されることもある。
剪断帯には経済的に採算の取れる鉱化作用が存在する可能性があり、先カンブリア時代の地層における重要な金鉱床はその例である。