En este trabajo se estudia geológicamente el area conformada por el extremo NW del mar de Weddell y el flanco NE de la peninsula Antártica, comprendiendo principalmente a la denominada "cuenca de Marambio". Debido a las relaciones paleogeográficas existentes entre la peninsula Antártica y Sudamérica, esta cuenca es comparada con la cuenca Austral o Magallánica, surgiendo similitudes y diferencias que son analizadas en el Capitulo I (item I.c.1). Asimismo, para completar el marco geológico dentro del cual se desarrollaron las investigaciones, se ha recopilado la información disponible sobre la Evolución Geotectónica del área (Capitulo I, item I.c.2). La peninsula Antártica es dividida en tres unidades litotectónicas mayores, cuyo origen puede ser relacionado con la interacción de placas corticales: la primera unidad está formada principalmente por rocas volcánicas calco-alcalinas frecuentemente asociadas a sedimentos continentales portadores de floras mesozoicas; la segunda unidad está integrada por una secuencia clástica volcanigénica, de origen marino, que es intruida por complejos plutónicos y cubierta por vulcanitas mayormente silícicas, relacionadas con la actividad de un arco magmático, mientras que la tercera unidad litotectónica comprende la potente sucesión sedimentaria, formada mayormente por facies volcaniclásticas y tobas, que constituye el relleno de la cuenca de Marambio, la cual se halla ubicada detrás del arco volcánico desarrollado en la peninsula Antártica desde el Jurásico tardío. En el Capitulo II se establecen las dos megasecuencias que integran el relleno de la cuenca estudiada: a) Jurásico superior-Cretácico inferior "bajo" y b) Cretácico inferior-Terciario inferior (item II.a.1). Se describen las unidades estratigráfícas reconocidas en el área (item II.a.2), dándose a conocer nuevas secciones de las mismas. Asimismo se propone un nuevo nombre formacional (F. Pedersen) y se establecen las correlaciones entre las distintas formaciones y unidades de rango menor, varias de las cuales fueron denominadas por el autor en colaboración con otros investigadores (Estratos del nunatak Troilo, Estratos del cabo Welchness, Formación Longing, F. López de Bertodano y F. Sobral). La Historia Geológica de la región estudiada y las fases de su evolución, que se proponen en los items II.b y II.c, fueron inferidas sobre la base de la información estratigráfica de superficie y a los escasos datos geofísicos disponibles. Debido al carácter eminentemente volcaniclástico del relleno de la cuenca, el Magmatismo desarrollado en el arco es analizado con atención especial en el Capitulo III. El vulcanismo es dividido geoquímicamente en dos categorias, una calco-alcalina y alcalina la otra (item III.a). El desarrollo del vulcanismo calco-alcalino comprende dos fases: Kimmeridgiano-Berriasiano y Hauteriviano temprano-Paleoceno tardío, mientras que el vulcanismo alcalino se desarrolló durante el Mioceno tardío-Reciente (item III.a.1). El vulcanismo calco-alcalino es de carácter silicico a intermedio y su actividad, en el área estudiada, ocurrió mayormente durante el Mesozoico tardío como producto de la evolución del arco volcánico Eomesozoicode la peninsula Antártica. Por su parte, el vulcanismo basáltico alcalino, que afectó sectores parciales de la cuenca, fue un rasgo significativo de la expansión tardía de pos-arco, ocurrida durante el Cenozoico tardío, siendo estudiado con particular atención en los nunataks Foca (items III.a.2 y III.a.3). El plutonismo calco-alcalino que predomina ampliamente en el norte de la peninsula Antártica es tratado brevemente en el item III.b, donde se resumen sus rasgos mas significativos. En el Capitulo IV se considera a la peninsula Antártica como un arco volcánico intraoceánico, en el cual la corteza posee espesores continentales. El basamento de este arco estaráa integrado por un prisma acrecionario Pérmico-Triásico adosado a los remanentes de un zócalo siálico antiguo, de probable edad paleozoica media (item VI .a). Las evidencias de actividad tectónica dentro de la cuenca y la parte del arco estudiada, son descriptas y analizadas en el item IV.b, estableciéndose que el levantamiento principal de esta estructura y del comienzo de la subsidencia en la cuenca ocurrieron hacia el Valanginiano (item IV.c). Asimismo, se determinan y describen los principales acontecimientos tectónicos y fases diastróficas y se presentan evidencias de tectónica de estilo compresional, en los ítems IV.d, IV.e, IV.f y IV.g. Sobre la base de todos los elementos enunciados, se realiza el análisis de la cuenca (Capitulo V), infiriéndose que el control tectónico ejercido sobre los rangos de ascenso del área de aporte detrítico y también sobre la actividad volcánica del arco, son puestos en evidencia por la correspondencia que existe entre los eventos tectónicos y magmáticos entre sí y con la respuesta sedimentaria a tales procesos. En los terrenos de intra-arco, el vulcanismo fue uno de los procesos más importantes en la producción de detritos, ya que el aporte masivo de materiales piroclásticos a la cuenca de pos-arco fue casi constante; en este aspecto, el vulcanismo explosivo, que dominó durante los primeros estadios de la evolución del arco, originó la efusión de ingentes masas de cenizas que se acumularon como tobas, las cuales tuvieron dominante carácter ignimbrítico. La producción de fragmentos accidentales, arrancados por las erupciones explosivas al atravesar las rocas del basamento metamórfico, constituyó un proceso genético importante que dió origen a una enorme masa de materiales volcaniclásticos, los que se agregaron a los detritos procedentes de la degradación de rocas volcánicas medianamente consolidadas. La presencia de materiales piroclásticos se evidencia en la gran mayoria de las formaciones sedimentarias estudiadas, tanto durante la etapa de proto-arco y cuenca anóxica, como en la mayor parte de los episodios de acumulación ocurridos durante los distintos estadíos de la etapa de cuenca madura, excepto en la parte más joven del desarrollo de esta última. La generación masiva de fragmentos accidentales, por parte del vulcanismo explosivo, se pone de manifiesto espectacularmente en los terrenos de intra-arco donde las facies fluviales superiores del Grupo Botany Bay, abundan en conglomerados con matriz piroclástica, los que están compuestos por grandes rodados y bloques redondeados que se hallan profusamente fracturados y quebrados como fruto de las explosiones La composición volcaniclástica de las capas que constituyen el relleno de esta cuenca de pos-arco, está fehacientemente corroborada a través de las formaciones del Grupo Gustav, el Grupo Marambio y el Grupo Seymour, excepto la Formación La Meseta del Eoceno tardío que está virtualmente libre de materiales volcaniclásticos. Los conglomerados del monte Lombard contienen clastos resedimentados, provenientes de rocas volcanigénicas previamente depositadas en el intra-arco, en ambientes subaéreos y probablemente aluviales (Grupo Botany Bay y entidades homólogas). De esta manera, los conglomerados marinos del monte Lombard estarían formados por clastos mayormente provenientes del Complejo Metamórfico Trinity Peninsula, pero resedimentados o reciclados a partir de entidades volcaniclásticas continentales previas. Estas entidades continentales estaban compuestas exclusivamente por clastos derivados del citado Complejo Metamórfico yaciendo en una matriz piroclástica que fue eruptada, explosivamente y en forma directa, a través de dicho basamento metamórfico. De este modo, la remoción explosiva y el redepósito, practicamente instantáneo, de tales rocas que eran originalmente continentales, generó conglomerados marinos con una aparente proveniencia casi exclusiva desde el Complejo Metamórfico Trinity Peninsula. Las tobas forman aproximadamente el 5% de toda la columna jurásico-cretácico-terciaria aflorante en el area, siendo menor la proporción de tobas subaéreas. Tobas originadas en "lluvias de cenizas", que pueden corresponder a erupciones submarinas tanto comoa procesos volcánicos subaéreos, ocurren profusamente intercaladas con fangos ricos en radiolarios en la mayoria de las secciones de la Formación Ameghino, la cual es atribuida al ?Kimmeridgiano-Berriasiano. Tobas, en las que se reconocen trizas, forman bancos de hasta 2 m de espesor en la Formación Longing del Turoniano y asimismo en el Grupo Gustav del Valanginano-Santoniano. Ademas, bancos de tobas con características semejantes, se observan intercaladas entre las facies fluviales superiores del Grupo Botany Bay, probablemente del Cretácico temprano; adicionalmente, rocas piroclásticas similares a las citadas, ocurren dentro de la secuencia conglomerádica marina del monte Lombard y en las secciones maastrichtianas y paleocenas de la isla Marambio. Una buena parte de los detritos volcanigénicos está compuesta por fragmentos de cristales de plagioclasa y cuarzo, los que pudieron haber sido acrecionados directamente desde las fuentes volcánicas como lluvias piroclásticas y también como resultado de la erosión y resedimentación rápida de acumulaciones piroclásticas inconsolidadas, las que se habrían depositado originalmente dentro de la zona de intra-arco o bien en el interior de la cuenca de pos-arco, pero casi siempre muy cerca de las fuentes volcánicas. El otro proceso que contribuyó a la producción de detritos, fue la remoción en masa que contribuyó, principalmente en la zona proximal de la cuenca, con grandes cantidades de material detrítico a veces muy grueso, por ejemplo los enormes bloques de la Formación Ameghino que se deslizaron dentro del Cretácico inferior. De lo expuesto surge que la meteorización fisica fue dominante. La inmadurez textural y composicional evidenciada por la mayoria de las rocas sedimentarias, especialmente las correspondientes a la parte inferior de la columna, pone de manifiesto la fuerte influencia ejercida por la tectónica sobre la sedimentación. La erosión y el retrabajo intenso de los materiales sedimentados en la cuenca se pone de manifiesto a través de toda la historia de la misma; en efecto, desde los albores del Cretácico hasta la iniciación del Terciario, se hallan mezclas anómalas de fósiles. Ejemplos de estas mezclas existen desde los conglomerados del nunatak Pedersen, donde existen megafósiles del Cretácico inferior rodeados por una matriz de edad maastrichtiana, hasta las faunas cretácicas halladas en estratos danianos, en las capas superiores de la Formación López de Bertodano, en la isla Marambio. Complementariamente, en esta cuenca antartica la linea de costa demuestra progradación relativamente rápida a través de un dilatado engolfamiento marino original, en el cual la restricción en la circulación habría sido un rasgo preponderante. Esta progradación ocurrió mediante desplazamientos de la linea de costa, que totalizan un cambio de posisción del orden de 90 km hacia el interior de la cuenca (SE), durante unos 50 Ma (hasta las capas paleocenas emergidas de la Formación Sobral). Dicha velocidad de progradación sumada a las características sedimentológicas de las acumulaciones (que se describen en el Capitulo II) indican regímenes de subsidencia moderados y aportes sedimentarios grandes, principalmente en la etapa inicial (Cretácico temprano) del desarrollo de la cuenca. Luego, en otra etapa iniciada en el Cretácico tardío, la subsidencia comienza con regímenes moderados-altos, los que se mantienen hasta las postrimerias del Maastrichtiano, apartir del cual la subsidencia continúa con regímenes moderados-bajos hasta el Eoceno tardío pero, esta vez, con aportes detríticos también moderados a bajos. Esto último ocurrió principalmente durante la parte final de esta última etapa (Terciario temprano) del desarrollo de la acumulación. Durante la primera etapa (Cretácico inferior), de subsidencia baja y aporte grande, el sector proximal de la cuenca se habría comportado como zona exportadora de detritos. Esta condición habría estado favorecida por movimientos tectónicos que sobreelevaron, durante esta época, bloques marginales cercanos al borde deposicional de la misma. En etapas posteriores de la evolución de la cuenca (Cretácico tardío más alto-Terciario temprano), este sitio de depositación presenta rasgos de cuenca progradada, en la cual el oleaje y las corrientes marinas pudieron retrabajar rapidamente materiales de ciclos deposicionales anteriores y resedimentarlos, luego de abrasionarlos, junto con aportes detríticos provenientes de cuerpos plutónicos del arco, los cuales fueron denudados recién hacia el Eoceno. Este evento erosivo fue posible por el ascenso rápido de los terrenos de intra-arco y por la concurrente falta de una cubierta volcánica que los sustrajera de la erosión. Esto último refuerza la hipótesis de la cesación del vulcanismo hacia esta época. Los cambios en la relación entre la subsidencia y el aporte detrítico, reflejan cambios en el control tectónico de la depositación, el que fue dominante durante el Cretácico inferior a través de la zona de fallas marginales (fracturas del canal príncipe Gustavo y fallas conexas con las mismas hacia el NE y el SO). En cambio hacia el Cretácico superior y también durante las postrimerías del desarrollo de la cuenca, durante el Terciario temprano, el borde occidental de la cuenca dejó de ser controlado exclusivamente por la zona de fallamiento marginal produciéndose la progradación de la cuenca, que originó depositación deltaica en las zonas distales de la misma (Formación Sobral, Formación La Meseta). Durante las etapas que comprenden la "madurez" del desarrollo de la cuenca, se infiere la influencia de un rasgo estructural transversal a la zona de falla del canal príncipe Gustavo, el cual podría corresponder a la prolongación sudoriental del sistema de fracturas que está integrado entre otras por la denominada "zona de fractura Hero". Dicha influencia se manifestó en la estructuración de la peninsula que culmina en el cabo Longing y también a través de la peninsula Jason; en estas áreas afloran entidades que corresponden a los terrenos de intra-arco, principalmente pertenecientes al Grupo Volcánico Antarctic Peninsula y al Grupo Botany Bay, ambos de origen netamente continental. Los afloramientos antedichos se hallan desplazados hacia el cuadrante Este configurando una "invasión" del intra-arco dentro de la cuenca de pos-arco; lo cual unido a las evidencias tectónicas comentadas en los capitulos III y IV, sugiere que dichas penínsulas constituían extensas zonas emergidas que actuaron como elementos positivos y de aporte sedimentario, durante los procesos de acumulación que generaron el Grupo Gustav, el Grupo Marambio y el Grupo Seymour. Estas áreas positivas habrian contribuido grandemente a configurar sendos engolfamientos, dentro de los cuales ocurrió la sedimentación en las postrimerías del Cretácico y en los albores del Terciario. Se efectúan estudios petrográficos comparativos de algunas de las manifestaciones volcaniclásticas psamíticas del ?Jurásico tardío-Cenozoico tardío y de las vulcanitas alcalinas cenozoicas, que afloran en la cuenca (Capítulo VI), debido a que tales estudios aportan a la interpretación de los mecanismos efusivos y deposicionales, relacionados con la actividad volcánica, ocurridos en la cuenca de Marambio.