Les Pyrénées sont une chaîne de collision intracontinentale appartenant à la ceinture alpine. Elles forment le principal segment de la chaîne pyrénéo-provençale, qui s'étend des Montagnes basques jusqu'à la Provence. Cette chaîne s'est formée à partir du Campanien (entre ), par la collision entre le bloc ibérique et l'Eurasie. L'histoire géologique des Pyrénées est polyphasée et expose, à travers les roches et les structures géologiques constituant la chaîne de montagnes, deux cycles orogéniques majeurs du Phanérozoïque : le cycle varisque (ou hercynien) et le cycle alpin.
La série stratigraphique des Pyrénées commence à la fin de l'Édiacarien (~). La phase orogénique varisque dans les Pyrénées se déroule entre le Carbonifère supérieur et le début du Permien (entre ). Elle est marquée par une très forte déformation de la croûte terrestre, ainsi que par un métamorphisme de haute température-basse pression, considéré comme anormal au regard de la position de la chaîne dans la ceinture varisque ouest-européenne. Il est couplé à un épisode de magmatisme, responsable de la formation d'importants plutons granitiques. Le cycle varisque s'achève au Permien avec l'effondrement de la chaîne homonyme, caractérisé par l'ouverture de grabens et plusieurs épisodes de volcanisme.
Le cycle alpin est marqué par l'ouverture du golfe de Gascogne au cours du Crétacé, ce qui amène à la désolidarisation du bloc ibérique de l'Europe. Cet épisode provoque un très fort amincissement de la croûte continentale au niveau des Pyrénées, alors situées à la marge du bloc ibérique, au point de permettre l'exhumation du manteau supérieur. Ce processus est responsable d'un épisode de métamorphisme de haute température très localisé le long de la marge européenne.
La succession des différents épisodes géodynamiques font des Pyrénées une région très étudiée par les géologues et les géophysiciens.
Les différents événements thermiques et tectoniques au cours de l'histoire géologique des Pyrénées amènent à la mise en place de systèmes de circulations de fluides hydrothermaux à travers la croûte terrestre. Ces systèmes sont responsables de la formation de nombreux gîtes minéraux (fer, zinc, plomb, cuivre, or, fluorite, talc…). Ces derniers ont fait l'objet d'exploitations minières à diverses périodes de l'histoire humaine, notamment au cours du et du .
Cadre géographique et géologique thumb|Carte topographique des Pyrénées montrant le bassin de l'Èbre au sud et le Bassin aquitain au nord.
Les Pyrénées sont une chaîne de montagnes formant une barrière naturelle entre la France et l'Espagne, dont elle marque la frontière. Géographiquement, les Pyrénées s'étendent sur plus de , selon une orientation globale ouest-est, entre à l'ouest le golfe de Gascogne (cap Higuer), dans l'océan Atlantique, et à l'est le golfe du Lion (cap de Creus), en mer Méditerranée. À son extrémité ouest, la chaîne des Pyrénées est prolongée par les Montagnes basques, puis par la cordillère Cantabrique. Elle sépare le Bassin aquitain et la plaine du Languedoc, au nord, du bassin de l'Èbre, au sud, selon une largeur variant entre .
Géologiquement, les Pyrénées forment le segment principal de la chaîne pyrénéo-provençale, qui s'étend sur plus de entre les Asturies et les Alpes provençales. À l'ouest des Pyrénées, cette chaîne inclut la cordillère Cantabrique et les Montagnes basques, regroupées sous le nom de « chaîne basco-cantabrique ». À l'est des Pyrénées, une grande partie de cette chaîne a disparu lors de l'ouverture du golfe du Lion, mais des vestiges sont encore présents dans le Bas-Languedoc (chaînon de Saint-Chinian), ainsi qu'en Provence où les plis de la chaîne pyrénéo-provençale sont progressivement repris et transposés par les structures alpines (montagne Sainte-Victoire…).
Les Pyrénées, et plus globalement la chaîne pyrénéo-provençale, sont issues de l'ouverture du domaine océanique du golfe de Gascogne et de la collision intracontinentale entre l'Ibérie, micro-continent détaché de l'Eurasie au Crétacé par l'ouverture du golfe de Gascogne, et l'Eurasie. Cet ensemble appartient à la ceinture alpine, vaste ceinture orogénique s'étendant de l'Atlas (Maroc) et des cordillères Bétiques (Espagne) jusqu'aux îles de la Sonde (Indonésie), en passant par les Alpes, les Balkans, le Caucase, ou encore l'Himalaya. Cette ceinture est issue de la fermeture de l'océan Téthys, ayant lieu à partir du Crétacé, et de la collision continentale subséquente entre l'Eurasie et les divers blocs continentaux issus de la fragmentation du Gondwana (Apulie, Afrique, Arabie, Inde…). Cependant, bien que les Pyrénées soient rattachés à ce contexte géodynamique global, leur formation et leur évolution est davantage liée à l'ouverture et à l'évolution de l'Atlantique qu'à la fermeture de la Téthys.
D'un point de vue général, les Pyrénées sont constitués de plissements parallèles à la direction d'allongement de la chaîne (direction ouest-est). La haute chaîne est majoritairement composée de roches anciennes hercyniennes, et de peu de roches jeunes volcaniques. La partie orientale des Pyrénées est surtout constituée de roches cristallines (granites et gneiss), alors que dans la partie occidentale les pics de granite sont flanqués de couches calcaires. Dans la partie sud des parois calcaires du Crétacé supérieur et de l'Éocène affleurent (comme au massif du Mont-Perdu), tandis qu'au nord des chaînons calcaires sont présents à l'étage montagnard et collinéen. On note de ce fait la présence de nombreux réseaux karstiques avec grottes.
Organisation structurale et séries stratigraphiques vignette|center|upright=3.0|Carte géologique simplifiée des Pyrénées. La zone axiale est en orange, composée de roches de l'ancienne chaîne varisque. Les zones en vert correspondent aux zones nord-pyrénéenne (NPZ) et sous-pyrénéenne (SPZ), faites de roches sédimentaires d'avant (soit au plus tard à l'Éocène). Les zones blanches correspondent aux zones d'avant-pays remplis de sédiments post-Éocène issus d'érosion de la chaîne pyrénéenne.
Les Pyrénées montrent au profil une structure en éventail avec une asymétrie très prononcée sur le versant français où les pendages sont redressés. Le versant espagnol par contre est beaucoup plus large et les pendages sont moins forts.
L'orogène peut être subdivisé en plusieurs zones tectoniques, qui sont délimitées entre elles par des failles ou des chevauchements (du nord au sud) : l'avant-pays septentrional - le Bassin aquitain ; la zone sous-pyrénéenne ; la zone nord-pyrénéenne ; la zone axiale ; la zone sud-pyrénéenne ; les sierras marginales ; l'avant-pays méridional - le bassin de l'Èbre.
Zone sous-pyrénéenne La zone sous-pyrénéenne (abrégée ZsP) appartient géologiquement au Bassin aquitain, l'avant-pays septentrional des Pyrénées. Elle a été plissée pendant l'Éocène et chevauchée le long du front nord-pyrénéen par la zone nord-pyrénéenne. Les chevauchements évoluent aux nappes à l'ouest (nappe du Bas Adour) mais aussi à l'est (nappe des Corbières). Le prolongement vers l'est de ces chevauchements se fait par le faisceau de plis de Saint-Chinian et par le pli de Montpellier pour finir dans le chevauchement sud-provençal (par exemple près de Sainte-Baume) qui s'enracine au tour de Brignoles.
À la surface, la zone sous-pyrénéenne contient des sédiments du Crétacé supérieur et surtout les sédiments d'un Paléogène très puissant. Le plissement est relativement simple, les axes suivent généralement la direction ONO/ESE. Plus profondément, la structure se complique par des diapirs triassiques et des chevauchements internes à vergence nord. Sous de couverture se cacheraient plus de de socle paléozoïque. Le Mésozoïque comprend à son tour plus de de Trias, plus de de Jurassique et plus de du Crétacé.
Le Trias inférieur (grès bigarré) détritique atteint d'épaisseur ; il est composé de conglomérats, brèches, grès brunâtres, argilites et siltites. Le Trias moyen (calcaire coquillier) arrive à d'épaisseur, montrant des argilites silteuses, des évaporites et des micrites dolomitiques. Le Trias supérieur (Keuper), avec une épaisseur de , est constitué par des sédiments carbonatés, des sédiments riches en sel gemme et des siltites, mais inclut parfois des diabases ophitiques ou des dolérites à olivine. Le Lias inférieur est transgressif par rapport aux dépôts triasiques et contient jusqu'à de grès non marins, de calcaires littoraux et d'évaporites. Le Lias moyen et supérieur comprend environ de sédiments de plate-forme peu profonds (surtout des calcaires bioclastiques, riches en argile et des micrites). Pendant le Jurassique moyen - essentiellement des micrites riches en argile - s'installe une barrière oolithique et divise l'aire de sédimentation en deux parties avec faciès de plate-forme extérieur à l'ouest et faciès de plate-forme intérieur à l'est. Le Jurassique supérieur contient des argilites et des carbonates ; vers sa fin l'aire de sédimentation se rétrécit et en conséquence se déposent des micrites dolomitiques, des calcaires rubanés et des évaporites. Le Crétacé inférieur débute au Néocomien avec des grès, des argilites, des calcaires et des brèches riches en calcaire. Au Barrémien suivent des marnes et des calcaires qui changent pendant l'Aptien inférieur détritique aux grès, aux argilites, aux marnes gréseuses et aux calcaires. Pendant l'Aptien supérieur et tout l'Albien prédominent encore des marnes et des calcaires. Le Crétacé supérieur commence avec le Turonien en faciès littoral avec grès et calcaires gréseux. Au début du Sénonien (Campanien) une fosse profonde et allongée se forma (le bassin sous-pyrénéen), qui fut remplie par une très épaisse série de flysch. Ces flyschs turbiditiques du Campanien et du Maastrichtien totalisent une épaisseur de . Ils consistent en une alternance rythmique de sédiments fins (marnes, argilites calcaireux et argilites) et de sédiments plus grossiers (conglomérats, grès et grauwackes). À la limite Crétacé/Paléogène, le bassin sous-pyrénéen reçut des sédiments continentaux rouges du faciès garumnien qui abritent parfois des œufs de dinosaures. À ce moment, le bassin sous-pyrénéen a été plissé pour la première fois et a subi en même temps un très léger métamorphisme.
Après l'Albien et avant le début du Campanien apparaissent des venues volcaniques, parmi elles des laves basaltiques, des spilites et des diabases et des roches pyroclastiques comme des tufs, des lapilli, des brèches et des agglomérés volcaniques. Parfois ces roches volcaniques sont traversées par des veines de lamprophyre.
thumb|La sortie septentrionale de la grotte du Mas-d'Azil. La grotte a été déblayée des sédiments calcaires à pendage faible (Thanétien inférieur de la zone sous-pyrénéenne) par l'Arize.
Pendant le Paléocène/Éocène la mer transgressa à partir de l'Atlantique dans le bassin sub-pyrénéen, qui s'enfonça sous le poids de l'écaille orogénique des Pyrénées approchant du sud. Une série sédimentaire très épaisse () fut déposée à cette époque, comprenant des sédiments détritiques ou calcaires très fins. À cause du (phase majeure), la sédimentation s'arrêta à la fin de l'Éocène.
La zone sous-pyrénéenne est scindée en deux parties inégales près de la faille de Muret - un décrochement senestre et le prolongement de la faille de Toulouse. La partie orientale entre Garonne et Aude peut encore être subdivisée en trois secteurs (du nord au sud) : l'avant-pays septentrional ; une zone plissée de de largeur. Elle se termine dans les Petites Pyrénées, qui se situent sur un chevauchement aveugle. La zone disparaît avant l'Aude. Elle comprend du flysch à la surface, du Jurassique avec des chevauchements internes plus en bas et du Trias gypsifère à la base ;