ESTRATIGRAFÍA
En la parte argentina de la cuenca, la sucesión estratigráfica carbonífera ha sido reunida en dos unidades secuenciales separadas por una discontinuidad de escaso valor cronológico. Las secuencias coinciden a grandes rasgos con los Grupos Macharetí (Formaciones Tupambi, Itacuamí y Tarija) y Mandiyutí (Formaciones Escarpment y San Telmo). En Bolivia, el primero de estos grupos presenta algunas unidades no registradas en la Argentina.
La secuencia pérmica incluye las dos unidades basales del Grupo Cuevo y sobreyace en discordancia a las sedimentitas de la Formación San Telmo. El Grupo se halla conformado por las Formaciones Cangapi, Vitiacua e Ipaguazú.

Actualmente se le atribuye una edad permo-triásica (Sempere et al., 1992), y se duda que la Formación Ipaguazú forme parte del mismo (Oller y Sempere, 1990).

Las Supersecuencias neopaleozoicas
La sucesión estratigráfica fanerozoica del noroeste de la Argentina ha sido reinterpretada recientemente por Starck (1995), aplicando modernos conceptos derivados de la técnica estratigráfica secuencial (Posamentier et al., 1988; Van Wagoner et al., 1990). Dentro de este esquema tectonoestratigráfico, las unidades carbonífero-pérmicas forman parte de la Secuencia II, la cual está conformada por dos intervalos mayores (Siluro-Devónico y Carbonífero-Jurásico), separados por la discontinuidad producida por la fase Chánica al final del Devónico-comienzo del Carbonífero.
En lo que sigue se hará referencia a las tres supersecuencias neopaleozoicas, las cuales conservan los nombres de los grupos litoestratigráficos Macharetí, Mandiyutí y Cuevo, y sus límites discordantes.

Supersecuencia Macharetí
En la Argentina, se reconocen sólo las Formaciones Tupambi, Itacuamí y Tarija de las seis Formaciones que, en Bolivia, conforman el Grupo Macharetí (Reyes, 1972).

Formación Tupambi (White, en Padula y Reyes, 1958)
Se la reconoce tanto en afloramientos como en subsuelo, desde la latitud de Santa Cruz de la Sierra (Bolivia) hacia el sur, donde penetra en territorio argentino. En este país su distribución incluye las Sierras Subandinas (sierras de Aguaragüe, Cinco Picachos, del Pescado), el este de la Cordillera Oriental (cerro Piedras, abra de Zenta, abra Azul, Pluma Verde y Caspalá) y también numerosas perforaciones realizadas en el Chaco Salteño (Mingramm et al., 1979; Villa et al., 1984; Starck et al., 1993a; Belloti et al., 1995)
La Formación Tupambi se caracteriza por fuertes cambios faciales y de espesor (10 a 500 m), tanto en subsuelo como en afloramientos. Los espesores máximos de esta unidad están directamente vinculados con las depresiones interpretadas como paleovalles, de las que son buenos ejemplos la sección del río Baritú y la quebrada Pluma Verde con 350 y 320 m de areniscas del miembro inferior respectivamente (Starck et al., 1993b).
La litofacies predominante de esta unidad se compone de areniscas blanquecinas desde muy finas hasta ocasionalmente conglomerádicas, dispuestas en ciclos granocrecientes, con laminación ondulítica en sus tramos basales hasta estratitificación cruzada en sus topes. En la base de estos ciclos se intercalan delgadas capas pelíticas y diamictíticas.
Especialmente en la parte inferior y media de la unidad, son frecuentes deformaciones sinsedimentarias y también ocasionales intercalaciones psefíticas.
El paleoambiente de esta secuencia ha tenido distintas interpretaciones. Fernández Garrasino (1978) y Pozzo y Fernández Garrasino (1979) reconocieron a la Formación Tupambi en el subsuelo del Chaco Salteño e interpretaron a los depósitos psamíticos como de carácter transgresivo, asociados con barras litorales alineadas con el flanco austral de la cuenca; las areniscas finas y pelitas fueron consideradas como lagunas costeras y la sección pelítica superior (Formación Itacuamí) como un ambiente de plataforma externa. Otra interpretación del paleoambiente de la Formación Tupambi sugiere sistemas deltaicos y barras de distributarios pasando hacia el tope a facies fluviales. Deformaciones sinsedimentarias, producto de slumps y desbordes, son consecuencia de las altas tasas de sedimentación y de procesos
tectónicos. Una probable influencia periglacial es inferida por la presencia de diamictitas en la base de las barras de bocas de distributarios (López Gamundi, 1986; Starck et al., 1993a).
La antigüedad de la Formación Tupambi en la Argentina es considerada carbonífera tardía, sobre la base del análisis palinológico de los niveles basales y superiores de esta unidad (Azcuy y Laffitte, 1981). En este estudio se reconoce, por primera vez en la cuenca, la participación de palinomorfos redepositados devónicos y del más temprano carbonífero en depósitos del Carbonífero tardío. Se determinaron dos asociaciones: una inferior (Asociación A), y otra superior (Asociación B), las cuales contienen elementos de la palinozona Ancistrospora referida al Carbonífero medio por Azcuy y Jelín (1980). La presencia en la Asociación B de otras esporas y abundantes y diversificados granos de polen, característicos de la palinozona Potonieisporites, permitió reubicar a la parte superior de la Formación Tupambi en el Carbonífero tardío (Azcuy et al., 1984).

Supersecuencia Mandiyutí
La Supersecuencia o Grupo Mandiyutí (Reyes, 1972) se halla integrado en la Argentina por las Formaciones Escarpment y San Telmo. La primera de estas unidades se apoya en discordancia sobre rocas de la Formación Tarija (Reyes, 1972; Fernández Garrasino, 1979).
Ambos grupos o supersecuencias (Macharetí y Mandiyutí), comienzan con depósitos psamíticos (Formaciones Tupambi y Escarpment ), los cuales configuran el relleno de paleocanales y/o paleovalles alcanzando profundidades de más de 500 m en algunos sectores. Luego continúa la depositación de sedimentitas parcialmente glaciarias sobre un área más amplia correspondientes a las Formaciones Tarija y San Telmo (Starck et al., 1993a).
Un interesante comportamiento paralelo es observado entre los depósitos arenosos de las Formaciones Tupambi y Escarpment, y las rocas infrayacentes que conformaron sus sustratos. En ambos casos, estas unidades labraron un paleorelieve en forma de paleovalles, reconocido tanto en el subsuelo del Chaco Salteño (Cerdán, 1979; Tankard et al., 1995) como boliviano (Salinas et al., 1978; Sempere, 1995). También han sido observados en secciones aflorantes o deducidos a través de correlaciones estratigráficas de perfiles en las Sierras Subandinas y en la Cordillera Oriental (Starck et al., 1993a). Starck (1995) considera que la discordancia entre ambos grupos (Macharetí y Mandiyutí), pudo ser causada por una extensa caída eustática. Esto se refleja en la similar evolución de ambos grupos, con una profundización del paleorelieve durante el período de bajo nivel de base, previo a la depositación de cada una de las supersecuencias. Sin embargo, Fernández Seveso y Tankard (1995) sugieren por lo menos cinco episodios de incisión y agradación de paleovalles en la Formación Escarpment por intermitentes cambios del nivel de base, sin descartar tampoco inestabilidad tectónica, como fuera sugerido por Sempere (1995) para la cuenca Chaco.
Hasta hace poco tiempo se consideraba que un amplio hiato, representando buena parte del Pérmico y Triásico,
separaba a las rocas del Grupo Mandiyutí del suprayacente Grupo Cuevo. Recientes investigaciones proponen
correlacionar los depósitos de este último grupo con la Formación Copacabana de antigüedad pérmica, por lo cual este hiato representaría un lapso mucho menor (Sempere, 1990; Sempere et al., 1992).

Formación Escarpment (White, en Padula y Reyes, 1958) La composición de esta unidad, esencialmente areniscosa
resistente a la erosión, genera una topografía escarpada contrastante que White (1923) denominó Escarpment. Esta nomenclatura es utilizada en Bolivia, en tanto que en la Argentina se la conoce como Las Peñas, aludiendo al mismo tipo de morfología.Sin embargo, de acuerdo con las normas vigentes del Código Argentino de Estratigrafía corresponde el uso de Escarpment por los principios de Prioridad (Artículo 17) y también de Estabilidad (Artículo 17.3). Por otra parte, el topónimo Las Peñas fue utilizado previamente por Polanski (1959) para nominar un conjunto de estratos carboníferopérmicos del cordón del Portillo en la Cordillera Frontal.

La distribución areal es muy extensa, aflorando en gran parte del ámbito subandino de la Argentina y de Bolivia. En
subsuelo ha sido ampliamente detectada desde el Chaco Salteño hacia la región subandina oriental.
El espesor de la unidad es variable, con un máximo medido de 750 m hasta casi desaparecer en algunos sectores
de la cuenca (Reyes, 1972). Starck et al. (1993 a) reconocieron en la sección del río Lipeo un espesor máximo de 400 m, coincidente con el eje de un paleovalle. Constituyen su litología areniscas cuarzosas finas y medianas, compactas y masivas, grises claras a blanquecinas, con pequeñas manchas de óxido de Fe y Mn que le confieren un aspecto moteado. En forma irregular se intercalan conglomerados lentiformes, más frecuentes en la base, y lutitas grises y verdosas hasta rojizas, más conspicuas en la parte superior de la unidad.
Dos facies sedimentarias se reconocen en esta unidad en el perfil del río Caraparí, donde su base está oculta y su techo es concordante con la Formación San Telmo (Tapia, 1985). Facies A: compuesta principalmente por psamitas que presentan delgadas intercalaciones de pelitas. La coloración varía desde gris verdoso, amarillo grisáceo a verde. La
geometría de los bancos es mayoritariamente tabular. Facies B: formada por psamitas y sedimentitas pelíticas,
estas últimas más abundantes que en la facies A. Se observa una disminución notoria en la cantidad y variedad de estructuras sedimentarias, pero con bancos mayormente tabulares. La coloración varía desde gris blanquecino a verdoso, con tonos rojizos producto de alteración. Las limolitas y fangolitas forman potentes unidades que contienen lentes de areniscas. Fernández Garrasino (1978) sugirió, para el conjunto de las Formaciones Escarpment -San Telmo, un ambiente marino transicional que pasa a un régimen continental. Otros autores (López Gamundi, 1986; Starck et al., 1993a), interpretan para la Formación Escarpment un paleoambiente de planicie deltaica principalmente subácuea, con barras de
bocas de distributarios, y en menor medida subaérea, representada por ciclos fluviales.
El único elemento de datación lo constituyen los palinomorfos. La asociación hallada en su tope, corresponde
a la Palinozona Potonieisporites, atribuida al Carbonífero tardío (Azcuy y Laffitte, 1981; Azcuy et al., 1984; di Pasquo y Azcuy, 1997a).

Formación San Telmo (White, en Padula y Reyes, 1958)

Con esta unidad culmina el ciclo sedimentario del Carbonífero con influencia glacial, presente en el noroeste de la Argentina. La Formación San Telmo tiene su localidad tipo en la serranía del Candado, donde ésta es cortada por el río Tarija. En Bolivia, aflora al sur del río Parapetí, extendiéndose hacia el norte de la Argentina, donde se reconoce desde las sierras de Aguaragüe, Macuetá y del Pescado hasta el este de la Cordillera Oriental.
Esta unidad yace en concordancia sobre la anterior (Reyes, 1972). En la Argentina, el contacto es visible en algunos perfiles de la Cordillera Oriental donde su potencia es inferior a los 100 m, mientras que en otros de las Sierras Subandinas, donde su espesor medido varía entre 250 y 300 m, esta relación es a veces más difícil de observar (Starck et al., 1993a). La formación se compone de un alto porcentaje de areniscas medianas, gruesas y muy gruesas con niveles conglomerádicos. Estos últimos presentan rodados de hasta 10 cm de longitud, con superficies estriadas y facetadas de variada composición. Son frecuentes las intercalaciones de niveles pelíticos y diamictíticos con clastos groseramente seleccionados. Los colores predominantes de esta unidad son los rojizos y castaños con una menor proporción de las tonalidades grisáceas. Fernández Carro (1943) diferenció en la Sierra de Macuetá (provincia de Salta, Argentina), tres unidades o miembros los cuales fueron reconocidos originalmente por White (1923) en la serranía del Candado, localidad tipo de la Formación San Telmo. Tanto la formación citada como sus miembros fueron en conjunto, validados más tarde por Padula y Reyes (1958). Litológicamente estos miembros presentan un pasaje gradual de uno a otro y se caracterizan de la siguiente manera MiembroYaguacuá: está compuesta casi exclusivamente por pelitas y areniscas finas. La coloración predominante es gris castaño a castaño morado; los bancos son principalmente tabulares con predominio de estructuras masivas. La presencia de concreciones y lentes de arenisca fina a limolítica asociadas a escasos clastos, algunos facetados, confiere a los bancos esencialmente fangolíticos, un carácter diamictítico. Esta unidad brindó los más abundantes y mejores registros palinológicos.

Miembro Chimeo: se compone de una amplia variedad granulométrica que va desde materiales psefíticos hasta
pelíticos de coloración principalmente rojiza. Los bancos son tabulares o lenticulares, de contactos netos o erosivos, con depósitos que muestran estructuras sedimentarias de bajo régimen de flujo. En algunos potentes bancos de pelitas y areniscas finas, se observa deformación sinsedimentaria con apariencia de pseudonódulos. Los mismos se habrían formado como consecuencia de presiones ejercidas cuando el material aún se encontraba en estado semiplástico.
Miembro Caiguami: es la parte superior del perfil y está compuesta por gruesos bancos de fangolitas diamictíticas que predominan sobre las delgadas intercalaciones de areniscas medianas a finas y pelitas. La coloración es rojiza y la geometría de los bancos tabular. Los clastos en las diamictitas son subangulosos a subredondeados, en promedio de menor tamaño que los encontrados en la Formación Tarija, y se hallan diseminados en una matriz fina dominante. También se encuentran rodados facetados, con caras pulidas y a veces estriados. Las estructuras sedimentarias incluyen depósitos laminados, masivos o con estratificación cruzada de bajoángulo.
Según Tapia (1985), la unidad Yaguacuá sugiere un ambiente costero a litoral restringido, caracterizado por baja
energía y aguas poco profundas. La unidad Chimeo, en cambio, indica condiciones fluviales meandriformes con
depósitos de grano grueso atribuidos a facies de fondo de canal, depósitos arenosos de barra en espolón y pelitas correspondientes a facies de planicie de inundación. La presencia de gruesos clastos graníticos en los depósitos conglomerádicos indicaría la proximidad de regiones positivas de basamento.

Finalmente, la unidad Caiguami sugiere un ambiente de depositación lacustre periglacial.
López Gamundi (1986) interpretó el paleoambiente de la Formación San Telmo como la culminación del ciclo regresivo con progresivo predominio de sedimentación continental iniciado con la Formación Tarija, y asociado a deltas constructivos de probable dominio fluvial.
Starck et al. (1993a) señalan que el fuerte cambio litológico que se registra a partir del límite entre ambas
formaciones, indica una marcada caída en el nivel de energía del ambiente. Los diversos ambientes de depositación
que se registran luego de este cambio: lacustre somero, fluvial y glacial con diamictitas, coinciden con lo sugerido
por Tapia (1985).
La antigüedad de esta formación se basa en datos palinológicos citados por Azcuy y Laffitte (1981), recientemente
ilustrados por di Pasquo y Azcuy (1997a). La asociación comprende granos de polen del Carbonífero tardío, en su
mayoría ya reconocidos en otras cuencas de la Argentina y del resto del Gondwana (Azcuy y di Pasquo, en prensa).

Supersecuencia Cuevo
El Grupo Cuevo (Schlatter y Nederlof, 1966) o Supersecuencia Cuevo sensu Sempere (1990), representa en la
cuenca Tarija la culminación de los depósitos neopaleozoicos. Sus características tectosedimentarias muestran diferencias notables con las dos supersecuencias anteriores: Macharetí y Mandiyutí sensu Starck (1995). La depositación de secuencias carbonatadas, la desaparición de condiciones glaciales o periglaciales y una baja tasa de subsidencia, marcan las principales diferencias.

Tradicionalmente el grupo estuvo constituido por las Formaciones Cangapi, Vitiacua e Ipaguazú. Las dos primeras
de antigüedad pérmica, están separadas de la superior, de edad triásica media, por una clara discordancia labrada sobre brechas calcáreas en el techo de la Formación Vitiacua. En Bolivia, la Formación Ipaguazú ha sido incluida en la Supersecuencia Sereré de edad triásica media-jurásica media (Sempere, 1995). A los fines de este trabajo se considerarán integrantes del Grupo Cuevo las dos unidades inferiores, Cangapi y Vitiacua.

En la Argentina, la distribución de estas unidades es muy localizada y se halla confinada al sector norte de las Sierras Subandinas (anticlinal de Macuetá, ríos Caraparí, Bermejo, Toldos, Lipeo y Baritú). Cabe señalar el reciente hallazgo de sedimentitas de este grupo más al sur, en los alrededores del río Cañas . Los depósitos más importantes se hallan en Bolivia, en la región de Entre Ríos. En la Argentina, ambas unidades no superan los 200 m de espesor.
El Grupo Cuevo, a través de la Formación Cangapi, se apoya en dicordancia erosiva sobre la Formación San Telmo
del Grupo Mandiyutí. Esta relación de discordancia es menos marcada en la cuenca Chaco que en el noroeste boliviano (Sempere, 1995).

Formación Cangapi (Mauri et al., 1956)
Su localidad tipo se encuentra en la sierra de Tatarenda en Bolivia. En la Argentina aflora solamente en la parte norte de las Sierras Subandinas en las localidades mencionadas para el Grupo Cuevo. Sus espesores varían entre 50 y 160 metros.
La Formación Cangapi se compone principalmente de areniscas con escasas intercalaciones de pelitas y calizas.
Ocasionalmente un delgado conglomerado basal puede estar presente, sobre el que se disponen areniscas finas hasta medianas, cuarzosas, friables, de tonalidades blanquecinas a rojizas en bancos de hasta 10 m de potencia y con estratificación entrecruzada. Las pelitas son macizas, de color rojizo y se intercalan en bancos de variado espesor. Las calizas en parte arenosas son de color gris oscuro y tienen nódulos de calcedonia.
Es interpretada como un sistema depositacional fluvial eólico de posición intermedia a distal, formado por un
campo de dunas de dimensiones amplias y estructuras características asociadas, el cual es favorecido por el desarrollo de un clima árido en sentido regional. Hacia el tope se intercalan niveles silíceos y calcáreos que marcan la transición a la unidad suprayacente (Sempere, 1995; Tomezzoli, 1996).
Esta unidad no ha brindado fósiles y su antigüedad se halla estrechamente vinculada con la atribuida a la suprayacente Formación Vitiacua, actualmente considerada pérmica media a superior (Sempere et al., 1992). En varias localidades del sector sur de las Sierras Subandinas de Bolivia, la Formación Cangapi yace en «leve discontinuidad litológica» sobre el miembro superior de la Formación San Telmo, lo cual sugiere a Sempere (1990) la no existencia de hiato cronológico entre ambas formaciones y consecuentemente una edad Carbonífero cuspidal-Pérmico inferior para la
Formación Cangapi.

Formación Vitiacua (Mather, 1922)
Su localidad tipo se halla en la sierra de San Antonio en Bolivia y sus afloramientos se extienden hacia el norte hasta la latitud de Macharetí. En la Argentina aflora en las mismas localidades citadas para la Formación Cangapi. La potencia de la Formación Vitiacua tiene una amplitud muy reducida que varía entre 10 y 35 metros. Una de sus mejores exposiciones se ubica en la localidad de Alarache, aguas arriba del río Bermejo.

La Formación Vitiacua se apoya en concordancia sobre la Formación Cangapi con un pasaje casi transicional. Es una unidad esencialmente carbonática compuesta por varios ciclos de calizas silicificadas, macizas o parcialmente laminadas de colores grises hasta morados. Aparecen interestratificadas capas pelíticas y areniscosas, estas últimas con frecuentes estructuras en hueso de arenque (herringbone) y estratificación, entrecruzada en artesa.
Estos ciclos carbonáticos, separados por marcadas superficies de inundación, corresponderían a secuencias de
somerización, dentro de un cuerpo de agua somero o plataforma marina poco profunda, donde se desarrollaron facies de subambientes subtidales, intertidales y supratidales. Las intercalaciones de pelitas se habrían originado en amplias planicies de mareas de baja energía (Starck et al., 1993a; Tomezzoli, 1996).

En Bolivia, el hallazgo del pez Coelacantus cf. granulatus (Beltan et al., 1987), corrobora el paleoambiente marino de depositación. Nuevos estudios paleontológicos, incluyendo el análisis de asociaciones palinológicas, permiten ubicar esta unidad en el Pérmico medio a superior con su parte superior en el Triásico inferior (Sempere et al., 1992).
Aun cuando el paleoambiente propuesto para esta unidad comprenda un ambiente marino restringido, la Formación Vitiacua representa, en el ámbito sur de las Sierras Subandinas, una transgresión de extensión regional. La misma habría comenzado durante el Pérmico medio y estaría vinculada con otras transgresiones ocurridas en el Gondwana bajo condiciones cálidas, luego de la desaparición de los hielos. Este episodio representa un momento de alto nivel del mar o«highstand» que inundó sectores del Gondwana involucrando la Formación Iratí en la cuenca Paraná, la Formación Withehill en la cuenca Karoo y habría alcanzado inclusive Australia (Sempere, 1995).

CUENCA ARIZARO
MARCO GEOLÓGICO
Hacia fines del Devónico y comienzos del Carbonífero se produce, en el noroeste de la Argentina, la inversión
de las cuencas eopaleozoicas como consecuencia de la fase Chánica. El arco de la Puna o Protocordillera Oriental separa dos depocentros neopaleozoicos, al este la cuenca Tarija y al oeste la cuenca Arizaro (Mon y Salfity, 1995). Esta última es una cuenca de retroarco cuya historia geodinámica parece vincularse con otra cuenca de retroarco ubicada más al sur, Uspallata-Iglesia integrada por las subcuencas Río Blanco y Calingasta - Uspallata. El piso estructural de la cuenca Arizaro está compuesto por rocas del Paleozoico inferior sobre el que yacen en discordancia erosiva depósitos no muy potentes (~ 400 m) de estratos carbonífero-pérmicos.
Los límites de esta cuenca están definidos al este por el arco de La Puna y al oeste por el arco magmático surgido de la orogenia Chánica, ubicado en territorio chileno (Azcuy y Caminos, 1988). Al norte y al sur, sus límites son inciertos debido a que, por su ubicación en la Puna, los afloramientos neopaleozoicos son escasos y se hallan en buena medida afectados por las vulcanitas del arco magmático chánico y cubiertos por elementos piroclásticos cuaternarios.

EXTENSIÓN AREAL
La cuenca consiste en una depresión alargada y las sedimentitas que la rellenaron tuvieron una disposición
aproximadamente norte-sur. No se descarta que futuros relevamientos en el cordón de Calalaste puedan aportar
evidencias de rocas neopaleozoicas que permitan su vinculación con las de más al sur, aflorantes en las márgenes del río Chaschuil, sector norte de la sierra de Narváez (Aceñolaza y Cravero, 1978). Asimismo es posible que afloramientos ubicados en territorio chileno, como los de la quebrada de las Zorras, incluyan depósitos de esa edad (Niemeyer et al., 1985; Rubinstein et al., 1996). Los afloramientos neopaleozoicos más conspicuos se hallan ubicados en un cordón de orientación SSE-NNO, que une los cerros Oscuro y Rincón, en el oeste de la provincia de Salta, y están divididos en dos unidades litológicas, las Formaciones Cerro Oscuro y Arizaro (Aceñolaza et al., 1972).
Los depósitos carbonífero-pérmicos de esta cuenca se extienden de este a oeste desde el arco de La Puna hasta la
Cordillera de Domeyko en Chile. Hacia el norte, Salfity et al. (1975) sugieren una correlación entre las calizas de las
Formaciones Arizaro y Copacabana, y hacia el sur, una posible vinculación con la cuenca Paganzo.
Sin embargo, la extensión de la cuenca Arizaro en esas direcciones es aún difícil de precisar por hallarse grandes
extensiones cubiertas o carentes de registro de rocas neopaleozoicas.

ESTRATIGRAFÍA
En el área de los cerros Oscuro y Rincón, las rocas aflorantes del Paleozoico superior que sobreyacen en discordancia angular erosiva a la Formación Salar del Rincón (Devónico inferior; véase este volumen, capítulo 9), corresponden a la Formación Cerro Oscuro, la cual a su vez infrayace en concordancia a los depósitos de la Formación Arizaro (Donato y Vergani, 1985). La relación entre estasúltimas unidades fue originalmente señalada como de discordancia regional transgresiva (Aceñolaza et al., 1972, y Moya y Salfity, 1982, atribuyeron la discontinuidad a la fase Atacama). Sin embargo, actualmente se acepta un pasaje concordante y transicional.

Formación Cerro Oscuro, (Aceñolaza et al. 1972)
Aflora en una estructura de plegamiento en los alrededores del cerro homónimo, donde fue establecida su localidad tipo. De la unidades paleozoicas aflorantes es la de mayor extensión areal y su espesor máximo medido es de 208 metros. Importantes variaciones de espesor observadas en cortas distancias sugieren un paleorelieve irregular para los depósitos carboníferos en este sector (Donato y Vergani, 1985).
Esta sucesión siliciclástica de origen continental, se destaca de las unidades infra y suprayacentes principalmente
por su color rojizo a morado y su composición psamítica predominante. Donato y Vergani (1985) reconocieron
en la secuencia tres megaciclos granodecrecientes. Cada ciclo comienza con facies gruesas de conglomerados polimícticos, en bancos lenticulares, masivos o con burda estratificación entrecruzada. En forma gradual el tamaño de grano decrece, predominando la facies de areniscas rojas a moradas, gruesas a finas con frecuente estratificación entrecruzada y ondulitas de corriente indicadoras de alta energía. Hacia el tope aparece una facies de limolitas y arcilitas rojizas, a veces finamente laminadas o con ondulitas, donde se encuentran restos de vegetales, icnitas y marcas de gotas de lluvia Las evidencias muestran que los depósitos terrígenos de esta unidad se depositaron en un paleoambiente continental, que se inició con abanicos aluviales proximales a distales en la base de los megaciclos; luego evolucionó hacia sistemas fluviales anastomosados distales, para finalmente culminar en ríos meandrantes que pasan a una planicie de inundación (Donato y Vergani, 1985). En la facies pelítica del tercio superior de la unidad, han sido hallados restos vegetales atribuidos a Fedekurtzia sp., previamente designada como Botrychiopsis sp. cf. B. weissiana Kurtz (Carrizo, comunicación personal) y Sphenopteridium sp., correspondientes a la flora NBG de antigüedad carbonífera tardía (Aceñolaza et al., 1972).

Formación Arizaro, (Aceñolaza et al., 1972)
Las rocas de la Formación Arizaro representan un conjunto clástico-piroclástico-carbonático de origen marino somero.
Sus relaciones estratigráficas son de transición con la infrayacente Formación Cerro Oscuro, mientras que es sobrepuesta en discordancia angular por las sedimentitas terciarias del Grupo Pastos Grandes. Aflora en los mismos lugares que la Formación Cerro Oscuro y su espesor máximo medido es de 190 metros. El conjunto ha sido dividido en tres miembros de acuerdo con sus diferencias litológicas. El miembro inferior se caracteriza por la alternancia, en bancos tabulares, de areniscas cuarzosas calcáreas y arcilitas de colores rojizos que hacia el tope se tornan amarillentos. En ciertos niveles delgados de wackstones se encuentran ostrácodos y bivalvos. El miembro medio está constituido por una secuencia epiclásticapiroclástica con significativo aporte de material volcánico, compuesto por tobas, tufitas y arenitas líticas que alternan con conglomerados finos y depósitos calcáreos fosilíferos. El miembro superior está compuesto por calizas cristalinas y arenitas calcáreas que representan un importante episodio transgresivo, con depositación de facies carbonáticas fosilíferas y moderado aporte terrígeno (Donato y Vergani, 1985) La base de la unidad representa el pasaje de una sedimentación continental a depósitos marinos someros, los cuales recibieron un importante aporte piroclástico y un sucesivo aumento de la depositación calcárea.
Esta formación ha brindado una rica y diversa asociación faunística, dentro de la cual han sido descriptos briozoos,
braquiópodos, gastrópodos, bivalvos, cnidarios, artejos de crinoideos, dientes aislados de peces y foraminíferos (Aceñolaza et al., 1972). En los niveles basales se ha descripto una microfauna compuesta por foraminíferos pequeños no fusulínidos, que ubica a estas sedimentitas en el Pérmico inferior a medio, aunque la ausencia de fusulínidos determinativos del pasaje Carbonífero-Pérmico, dificulta la confirmación de la antigüedad propuesta a partir de los foraminíferos descriptos
(Benedetto, 1977).