在地质学中，剪裂带（英语：Shear zone）是地壳或上地幔中的一个薄片带，由于该带两侧的岩壁相互滑动而造成的变形区。在上地壳中因为岩石比较易碎，剪裂带通常是断层。在下地壳和地幔中，再高压和高温度条件下，岩石具有韧性。能够缓慢变形而不会断裂。因此在这里的剪裂带是一个较宽的区域，韧性岩石可以缓慢流动来承受两侧岩壁的相对运动。
由于剪裂带分布在很宽的深度范围内，因此其有多种不同特征结构和岩石类型。
剪裂带是一个强变形区域（具有高应变率）被较低的有限应变的岩石包围。它的特点是长宽比超过 5:1。剪裂带内通常是一个连续的地质结构，从脆性剪裂带（或断层）到脆韧性剪裂带（或半脆性剪裂带）、韧性-脆性到韧性剪裂带。在脆性剪裂带中，变形集中在狭窄的断裂面上，而在韧性剪裂带中，变形区域较宽，其两壁之间的变形是连续变化，包括中间类型的脆性-韧性（半脆性）和韧性-脆性剪裂带。其中间类型组合比例可不同。
这种连续体变形反映了地壳中随深度而不同的变形机制。从地表附近的脆性（断裂）变形转变为深处的延性（流动）变形。中间通过脆性 - 半脆性转变。这种转变没有一定的深度，而是在一个深度范围内，被称为交替区，有脆性断裂和塑性变形并存。造成这种情况的主要原因在于岩石含有不同矿物成分，不同的矿物在受应力下其反应不同（例如，石英在长石之前就会发生塑性反应）。因此，岩性、粒度和岩石纹理就能影响不同的流变响应。还有其他物理因素也会影响转换深度，包括：地温梯度,封闭压力.流体压力,体应变率,应力场方向。
根据Scholz 的石英长石地壳模型（以南加州地热），脆性-半脆性转变开始于约 11 km 深度，环境温度为 300 °C。然后，下面的交替带延伸到大约 16 公里深度，温度约为 360 °C。 在大约 16 公里深度以下，仅发现韧性剪裂带。
地震的发震区与脆性区有关。其下方是交替区然后进入塑性圈。发震区之上界通常位于约 4-5 公里深度，亦为碎裂变形之上界通。发震层可深入到11 公里深度的交替区。大地震的产生可由地表脆性区，到交替区，有时甚至到塑性层。
剪裂带中的变形是根据岩石纹理织和矿物的组，这些变形特征反映了当时的压力-温度 (pT) 条件、流动类型、运动方向和变形历史。因此，剪裂带是揭示地质活动历史的非常重要证据。
从地球表面开始，剪裂带通常由下岩石组成：
糜棱岩的出现代表在交替区域中的半脆性变形。在此区仍然有假针晶石。但通过进入到绿片岩相时，假针晶石就消失了，只有不同类型的糜棱岩持续存在。条状片麻岩是高品位的糜棱岩，产于韧性剪裂带的最底部
剪裂带（右旋、左旋、反向或正常）中的剪切方向可以通过宏观结构和大量微构造指标来推断。
擦痕面和拉伸或矿物线纹。是指示运动方向的主要指标。其他错位偏移的标记，例如在剪裂带中的地层和岩脉的错开，或分层位/叶理的偏转的弯曲，都能进一步指证运动方向。张力裂缝的梯形阵列、韧性-脆性剪裂带的特征结构和褶皱鞘也是剪切方向的指标。
单个剪裂带的宽度从晶粒尺度延伸到千米尺度。地壳中的剪裂带可以达到 10 公里宽，并有从数十到数百公里大的位移。脆性剪裂带（断层）通常随着深度变宽和其位移也增加。
由于剪裂带能达到地球深部，各变质岩相中均有剪裂带。在上地壳中脆性剪裂带较普遍。 韧性剪裂带始于绿片岩相，因此仅限于变质地区。
在以下地质构造环境中，可能有剪裂带：
剪裂带与岩石类型及地质年龄无关。而且它们通常不是孤立的，而是由不同尺度、连接起来的构造，反映了当时的地质运动。
走滑型剪裂带的例子如下述：布列塔尼的南阿莫里坎剪裂带和北阿莫里坎剪裂带、土耳其的北安纳托利亚断层带和以色列的死海断层。变换类型的剪裂带是加利福尼亚的圣安德烈亚斯断层和新西兰的高山断层。冲断类型的剪裂带是苏格兰西北部的莫因冲断层。俯冲带设置的一个例子是日本中线构造线。在加利福尼亚州东南部可以发现与分离断层相关的剪裂带，例如惠普尔山分离断层。一个巨大的吻合剪裂带的例子是巴西的 Borborema 剪裂带。
剪裂带是地壳中的主要薄弱带，有时延伸到上地幔。它们的活动期间可以很长，并且通有多个重叠活动阶段。物质可在其中输送，最重要的是水循环能输送溶解的离子。在岩石中引起交代作用，甚至重新提供物质到地幔。
剪裂带可以提供有经济效益的矿化作用，例如前寒武纪中的重要金矿。
