Die Geologie der Pyrenäen wird bestimmt durch die Zugehörigkeit des rund 430 Kilometer langen, Frankreich und Spanien trennenden, polyzyklischen Gebirgszuges zum riesigen alpidischen Gebirgssystem. Die von Osten nach Westen verlaufende Pyrenäen-Kette (Streichen 110°) entstand aufgrund der Kontinentalkollision zwischen dem Mikrokontinent Iberia und dem südwestlichen Ausläufer der Eurasischen Platte (Südfrankreich). Die Annäherung der beiden Kontinente erfolgte ab dem Beginn der Oberkreide (Albium/Cenomanium) vor rund 100 Millionen Jahren und führte im Verlauf des Paläogens (Eozän/Oligozän) zwischen 55 und 25 Millionen Jahren zur Heraushebung des Orogens. Seit diesem Zeitpunkt unterliegt das Gebirge neben isostatischen Ausgleichsbewegungen hauptsächlich starker Abtragung. Die Pyrenäen besitzen im Profil eine asymmetrische Fächerstruktur mit steileren Einfallswinkeln auf der französischen Nordseite. Die Gebirgskette ist nicht allein kompressiven Ursprungs, sondern besitzt auch eine bedeutende sinistrale Scherkomponente.
Geographischer Rahmen
Die intrakontinentale Gebirgskette der Pyrenäen ist der nordwestlichste Zweig des rund 12 000 Kilometer langen alpidischen Gebirgssystems. Im engeren Sinne erstrecken sich die Pyrenäen über 430 Kilometer in Westnordwest-Ostsüdost-Richtung (N 110) von der Biskaya im Westen bis an den Golfe du Lion und den Golf de Roses im Osten, die Breitenausdehnung variiert hierbei zwischen 65 und 150 Kilometer. Ihre nördliche Begrenzung bildet die Nordpyrenäenfront (franz. Front nord-pyrénéen), eine Überschiebungsfront, entlang derer Deckeneinheiten aus der Nordpyrenäenzone nach Norden über ihr Vorland – das Aquitanische Becken – hinweg verfrachtet wurden. Die südliche Begrenzung ist die Südpyrenäenfront; hier überschieben die Sierras Marginales und äquivalente Deckeneinheiten das Ebro-Becken, ihr südliches Vorland.
Im weiteren Sinne setzen sich die Pyrenäen geologisch jedoch nach Westen in den baskischen und in den kantabrischen Pyrenäen (in der so genannten Basko-kantabrischen Kette) weiter fort. Sie tauchen dann entlang des Kontinentalrands Asturiens ab. Auch im Osten enden sie nicht wie die geographische Einheit unmittelbar im Golfe du Lion, sondern ziehen mittels der Deckeneinheiten der Corbières in den Bas-Languedoc und bis in die südliche Provence. An ihrem Ostende in der Provence überlagert sich dann typisch pyrenäischer Faltenbau mit alpidischen Strukturen, um schließlich völlig vom Westalpenbogen abgeschnitten zu werden. Die Pyrenäen im weiteren Sinne sind somit immerhin rund 1000 Kilometer lang.
Struktureller Aufbau des Orogens Die Pyrenäen im engeren Sinne zeigen im Profil einen fächerförmigen Aufbau. Der Fächer besitzt eine starke Asymmetrie mit einer engen, steilgestellten französischen Nordseite und einer wesentlich breiteren und flacher liegenden spanischen Südseite.
Innerhalb des Orogens können folgende tektonische Zonen unterschieden werden, die sich durch bedeutende Störungen oder Überschiebungen voneinander abgrenzen lassen (von Nord nach Süd): das nördliche Vorland – Aquitanisches Becken die Subpyrenäenzone (beziehungsweise das Subpyrenäenbecken) die Nordpyrenäenzone die Primäre Achsenzone die Südpyrenäenzone die Sierras Marginales das südliche Vorland – Ebro-Becken.
Nördliches Vorland
Siehe auch: Aquitanisches Becken
Subpyrenäenzone Die Subpyrenäenzone gehört geologisch bereits zum Aquitanischen Becken, dem nördlichen Vorland der Pyrenäen. Sie wurde im Verlauf des Eozäns verfaltet und entlang der gestaffelten Nordpyrenäenfront von der Nordpyrenäenzone überschoben. Die Überschiebungen nehmen im Westen mit der Decke des Bas Adour und im Osten mit der Decke der Corbières ausgesprochenen Deckencharakter an. Die Fortsetzung dieser Überschiebungen weiter nach Osten erfolgt mittels des Falten- und Schuppenbündels bei Saint-Chinian und der Falte bei Montpellier, um schließlich in die südprovenzalische Überschiebung (beispielsweise bei Sainte-Baume) überzugehen; letztere verwurzelt dann seitwärts südlich von Brignoles.
Im Bereich der Pyrenäen im engeren Sinne wird die Subpyrenäenzone an der Oberfläche aus Sedimenten der Oberkreide und einem sehr mächtigen Paläogen aufgebaut. Die Sedimente zeigen einen recht einfachen Faltenbau mit WNW-OSO-streichenden Achsen. Der Untergrund ist jedoch wesentlich komplizierter aufgrund triassischer Diapire und interner nordvergenter Überschiebungen. Unter mehr als 6000 Meter mächtigen Deckschichten dürften mehr als 6000 Meter an paläozoischem Grundgebirge vorhanden sein. Das Mesozoikum besteht seinerseits aus einer mehr als 1500 Meter mächtigen Trias, über 500 Meter mächtigem Jura und über 3000 Meter mächtiger Kreide.
Die detritische Untertrias (Buntsandstein) erreicht 500 Meter und besteht aus Konglomeraten, Brekzien, braunen Sandsteinen, Tonsteinen, Schiefertonen und Siltsteinen. Die Mitteltrias (Muschelkalk) kann bis zu 400 Meter mächtig werden, sie führt siltige Schiefertone, Evaporite und dolomitische Mikrite. Der auf über 500 Meter anwachsende Keuper setzt sich aus karbonatreichen Sedimenten, salzhaltigen Gesteinen und Siltsteinen zusammen, zeigt aber auch Einschaltungen von ophitischen Diabasen bzw. olivinführenden Doleriten. Der untere Lias besitzt transgressiven Charakter und enthält bis zu 200 Meter nichtmarine Sandsteine, marine Kalksteine des Litorals und Evaporite. Mittlerer und oberer Lias bestehen aus 230 Metern flachmariner Schelfsedimente (bioklastische, tonige und mikritische Kalke). Während des Doggers, der vorwiegend aus tonreichen Mikriten aufgebaut ist, unterteilt ein oolithisches Barriereriff den Sedimentationsraum in einen Außen- und einen Innenschelf. Der Oberjura (Malm) besteht vorwiegend aus Schiefertonen und Karbonaten, gegen sein Ende kommt es zu einer Einengung des Sedimentationsraumes und es entstehen dolomitische Mikrite, Bänderkalke und Evaporite. Die Unterkreide setzt im Neokom mit Sandsteinen, Schiefertonen, Kalken und kalkhaltigen Brekzien ein. Im Barremium folgen Mergel und Kalke, die im detritischeren unteren Aptium in Sandsteine, Schiefertone, sandige Mergel und Kalke übergehen. Während des oberen Aptiums und des Albiums werden erneut vorwiegend Mergel und Kalke sedimentiert. Die Oberkreide beginnt im Turonium als Litoralfazies mit Sandsteinen und sandigen Kalken. Mit Beginn des Senons (Campanium) hatte sich ein tiefes, langgezogenes Sedimentbecken gebildet (das Südpyrenäenbecken), in welches jetzt eine sehr mächtige Flyschserie geschüttet wurde. Die turbiditischen Flyschgesteine des Campaniums und des Maastrichtiums werden 2000 bis 3000 Meter mächtig; sie stellen eine rhythmische Wechselfolge von feinkörnigen (Mergel, kalkhaltige Schiefertone und Tonsteine) mit grobkörnigen Sedimenten (Konglomerate, Sandsteine und Grauwacken) dar. Mit Erreichen der Kreide-Tertiär-Grenze wurden im Subpyrenäenbecken schließlich kontinentale Rotsedimente der Garumnischen Fazies abgelagert, in denen sogar vereinzelt Eier von Dinosauriern gefunden wurden. Zu diesem Zeitpunkt wurde das Subpyrenäenbecken zum ersten Mal gefaltet und schwach metamorph überprägt.
Oberhalb des Albiums und vor dem Beginn des Campaniums treten Vulkanite auf, darunter basaltische Laven, Spilite und Diabase, aber auch pyroklastische Gesteine wie beispielsweise Tuffe, Lapillituffe, vulkanische Brekzien und Agglomerate. Die Vulkanite werden gelegentlich von Lamprophyrgängen durchschlagen.
mini|300px|Nordausgang der Höhle von Mas d’Azil. Die Höhle wurde von der Arize aus flachliegenden Kalksedimenten des Unteren Thanetiums der östlichen Subpyrenäenzone herausgewaschen.
Im Paläozän/Eozän transgredierte das Meer vom Atlantik in das Subpyrenäenbecken, das unter der Auflast der von Süden anrückenden Pyrenäen einsank. Während dieses Zeitabschnittes wurde im Subpyrenäenbecken eine sehr mächtige, 2000 bis 3000 Meter betragende Abfolge abgesetzt, welche aus sehr feinkörnigen, detritischen oder kalkigen Sedimenten aufgebaut ist. Im ausgehenden Eozän kam die Sedimentation dann aufgrund sehr starker Einengung zum Erliegen (Pyrenäenhauptphase).
Im Bereich der linksverschiebenden Muret-Störung, Verlängerung der Toulouse-Störung, wird die Subpyrenäenzone in zwei unterschiedlich strukturierte Hälften aufgespalten. Die Osthälfte lässt sich zwischen Garonne und Aude wiederum dreiteilen: In ein schmales, aber recht mächtiges, steilstehendes Flyschband aus Oberkreide im Süden. Die unmittelbar südlich folgende Nordpyrenäenfront hat das Flyschband durch Schleppung nach Norden überkippt und vor sich eine asymmetrische Synkline erzeugt. In eine 10 Kilometer breite, verfaltete Zone mit nördlicher Begrenzung in den Petites Pyrénées, welche an einer im Untergrund verborgenen Aufschiebung liegen. Die verfaltete Zone läuft noch vor Erreichen der Aude wieder aus. Sie besteht im oberen Bereich aus einer Deckschicht aus mächtigem Oberkreideflysch, darunter folgt Jura mit internen Überschiebungen und zuunterst gipshaltige Trias. In ein nördliches Vorland.
In der Westhälfte ist nur das nördliche Vorland ausgebildet. Es besteht aus nur mäßig gefalteten, aber stark zerklüfteten, epikontinentalen Sedimenten des Mesozoikums, welches von miozäner Molasse verdeckt wird. Der Faltenbau zeigt Interferenz zwischen östlichen und südöstlichen Streichrichtungen und wird von Nordost-streichenden Brüchen durchsetzt. Im tieferen Untergrund treten triassische Diapire auf.
In der Osthälfte taucht im nördlichen Vorland östlich der Aude das paläozoische Grundgebirgsmassiv des Mouthoumet auf (nach Süden verkippter Horst), welches hier direkt von kontinentalem Eozän überlagert wird.
Im Bas-Languedoc schließlich interferiert der Faltenbau der Subpyrenäenzone mit der Nordost-Südwest-streichenden Cevennenstörung, einer sinistralen Seitenverschiebung.
Nordpyrenäenzone Die meist nur 10 Kilometer breite, gelegentlich auf bis zu 40 Kilometer anwachsende Nordpyrenäenzone ist intern sehr stark verfaltet. Entlang ihrer nördlichen Begrenzung – der Nordpyrenäenfront – schiebt sie sich in nördliche Richtung über die Subpyrenäenzone und staucht diese in Sättel und Mulden. Die Nordpyrenäenzone wird ihrerseits wiederum im Süden entlang der Nordpyrenäenstörung von der Primären Achsenzone überschoben. Die Nordpyrenäenstörung enthält tektonisch stark beanspruchte Mylonite. Die sie umgebenden Gesteine tragen horizontale Lineare und unterstreichen den seitenverschiebenden Charakter der Nordpyrenäenstörung. In der restlichen Nordpyrenäenzone war der Grad der Verformung ebenfalls sehr hoch, die Streckungslineare stehen hier allerdings steil.