1. Introducción

La Cuenca Sedimentaria Occidental Peruana de los Andes Centrales (CSOPAC) fue una extensa depresión topográfica donde simultáneas áreas de recepción sedimentaria coexistieron durante el Cretácico (Jaillard et al., 2000). La CSOPAC fue parte de la evolución tectónica del continente sudamericano luego de la separación de Gondwana y Laurasia (Robert et al., 1998; Jaillard et al., 2000). Su desarrollo tectonosedimentario se refleja mejor a través del registro sedimentario del Jurásico, Cretácico y, parcialmente, con el inicio del Cenozoico, cuando empezó la orogenia Andina (Oncken et al., 2006). Parte de este registro se mantiene preservado en sitios aislados del margen costero peruano y en especial en la región de Lima (Fig. 1).

FIG. 1. Ubicación de la zona de estudio (A) y geología regional simplificada (B). Geología regional integrada y empalmada por INGEMMET (2021). Las abreviaturas geológicas fueron tomadas del empalme geológico a escala 1:100.000 de INGEMMET (https://geocatmin.ingemmet.gob.pe/). Los polígonos de tonalidades verdes corresponden a rocas volcánicas y sedimentarias cretácicas, mientras que los polígonos en tonalidades rojizas representan los cuerpos plutónicos del Batolito de la Costa. El polígono gris oscuro (Qp-al) resalta la extensión del abanico aluvial de Lima, en donde se asienta Lima Metropolitana. El área de estudio (Morro Solar) está enmarcada en el rectángulo rojo.

Un buen ejemplo de estos afloramientos se presenta en el sur de la ciudad de Lima Metropolitana, en el promontorio de rocas conocido como el “Morro Solar”, ubicado en la línea de costa del distrito de Chorrillos (77 ° 01’ O, 12 ° 10’ S) (Fig. 1B). Lissón (1904, 1907, 1913), Steinmann (1918, 1930), Steinmann et al. (1924), Fernández (1958), Rivera et al. (1975) y Palacios et al. (1992) plantearon la geología de la región de Lima tomando este promontorio rocoso como base, el cual se definió como Grupo Morro Solar. En los últimos cuarenta años, numerosos autores, entre ellos Tapia (1988), Moulin (1988, 1989), Núñez del Prado y Chávez (1989), Alemán et al. (2006), Alleman (2009, 2015, 2019), López et al. (2015), Meza-Vélez y O’Gorman (2020) y Ayala (2021) aportaron en diversas disciplinas para entender mejor el sistema sedimentario y la paleoecología del Grupo Morro Solar. En líneas generales, coincidieron en que tales sedimentos se acumularon durante el Valanginiano, sobre una extensa plataforma mareal con eventuales incursiones marinas. Sin embargo, la proveniencia de estos sedimentos y el contexto geodinámico previo a la orogenia Andina aún no están explorados en profundidad en la región.

Estudios de proveniencia sedimentaria ayudan al entendimiento del desarrollo litosférico de una cuenca sedimentaria en períodos geológicos específicos (e.g., McCann y Saintot, 2003), donde se busca e investiga la litología que dio origen al relleno sedimentario. Varios de estos estudios se han efectuado en areniscas (e.g., Amorosi y Zuffa, 2011), donde resulta útil la cuantificación modal de litoclastos y de minerales como cuarzo y feldespato usando la mezcla ternaria QFL y sus relaciones genéticas (Dickinson, 1970; Dickinson y Suczek, 1979; Ingersoll et al., 1984; Zuffa, 1985). En el Grupo Morro Solar, los estudios de proveniencia sedimentaria aún son escasos y presentan información contradictoria. Por ejemplo, Wilson (1963) propuso que estos sedimentos derivaron de la denudación de una fuente cratónica al este (Cratón de Amazonas), mientras que Alemán et al. (2006) mencionan una fuente más cercana (Macizo de Arequipa o Grupo Puente Piedra). En este estudio, en consecuencia, se provee un análisis más profundo de proveniencia sedimentaria para las rocas del Grupo Morro Solar, empleando para ello el método Gazzi-Dickinson (Dickinson, 1970; Dickinson et al., 1983; Ingersoll et al., 1984).

2. Geología de Lima y alrededores

Lima Metropolitana y sus alrededores están edificados sobre un extenso depósito de conglomerados provenientes de un abanico aluvial generado, probablemente, durante el Mioceno tardío (Le Roux et al., 2000; Villacorta et al., 2015). La morfología de este depósito permite que sobresalgan algunos afloramientos del sustrato mesozoico, preferentemente hacia sus bordes, como por ejemplo en las comunidades de Ancón y Ventanilla por el norte, y el Morro Solar (Chorrillos) por el sur (Fig. 1B). El estudio de tales afloramientos ha permitido refinar la cronoestratigrafía del basamento mesozoico de Lima (Fig. 2).

FIG 2. Estratigrafía de las localidades de Ancón, Chorrillos y Lurín, según datos de Lissón (1907), Fernández (1958), Jacay et al. (2015) y Jacay (2018), y trabajos cartográficos de la Carta Geológica Nacional del INGEMMET a escala 1:100.000 por Palacios et al. (1992). La estratigrafía es continua, aunque correlacionable en diferentes localidades.

Palacios et al. (1992) propusieron asignar las rocas más antiguas de Lima como Grupo Puente Piedra, las cuales se reportaron por primera vez en la comunidad de Ancón (51 km al noroeste del Morro Solar) con un espesor aproximado de 1.285 m de andesitas, lutitas y eventuales areniscas. Posteriormente, Mamani et al. (2021) dividieron este grupo en las formaciones Puente Piedra (ex-Formación Ancón), Puente Inga y Ventanilla. La edad del Grupo Puente Piedra abarca del Titoniano al Berriasiano temprano (Rivera, 1951; Rivera et al., 1980; Mamani et al., 2021). Sobre el techo de la Formación Ventanilla yacen en concordancia las areniscas del Grupo Morro Solar (Fig. 2), aunque solo se aprecian algunos metros de espesor la zona de Ancón.

2.1. Litoestratigrafía del Grupo Morro Solar (~530 m)

Las rocas del Grupo Morro Solar (Berriasiano tardío a Valanginiano; Fernández, 1958) sobreyacen concordantemente al Grupo Puente Piedra (Palacios et al., 1992) (Fig. 2). Ancón es la única localidad donde se aprecia esta relación. Las rocas del Grupo Morro Solar han sido estudiadas por numerosos autores, quienes desde un inicio resaltaron sus atributos litológicos y paleontológicos, particularmente en la zona de Chorrillos (e.g., Lissón, 1907, 1913; Steinmann, 1930). El primer esquema estructural fue presentado por Fernández (1958), donde se reconocieron fallas normales orientadas ~O-E, confirmando el régimen transtensivo para el antearco andino durante el Eoceno (Viveen y Schlunegger, 2018). Fernández (1958) también organizó las rocas sedimentarias del Grupo Morro Solar en tres formaciones: Salto del Fraile, La Herradura y Marcavilca (Fig. 2). La Formación La Herradura se subdivide en los miembros La Virgen y La Herradura, mientras que la Formación Marcavilca, en los miembros Morro Solar, Marcavilca y La Chira (Fig. 3). En el presente trabajo se respetó el esquema litoestratigráfico propuesto por Fernández (1958) y Ayala (2021). La cartografía detallada del área de estudio, con foco exclusivo en las rocas del Grupo Morro Solar, se presenta en la figura 4.

FIG. 3. Afloramientos rocosos en el Morro Solar, Chorrillos, sur de Lima (ver ubicación en Fig. 1). El Morro Solar está conformado por los cerros Marcavilca (A, vista al sureste) y La Virgen (B y C, desde distintas perspectivas). El Grupo Morro Solar se muestra con las formaciones Salto del Fraile, La Herradura y Marcavilca, según la propuesta de Fernández (1958). Las líneas rojas en A representan diques andesíticos de <2 m de espesor. Los círculos rojos indican algunas de las muestras analizadas petrográficamente en este trabajo . Fm . : Formación, Mbr.: Miembro.

FIG. 4. Mapa litoestratigráfico del promontorio Morro Solar (Chorrillos), basado en Fernández (1958), Ayala (2021) y el presente trabajo. Las abreviaturas geológicas fueron tomadas del cartografiado geológico a escala 1:50.000 de INGEMMET (https://geocatmin.ingemmet.gob.pe/). Las líneas continuas y discontinuas representan fallas normales observadas e inferidas, respectivamente. Las líneas rojas delgadas representan sills y diques de espesores <2 m. Los puntos rojos indican la ubicación de las 20 muestras de areniscas recolectadas en este estudio.

La base de la Formación Salto del Fraile no está expuesta, aunque, su espesor medido es de alrededor de 70 m. Según Fernández (1958), la Formación Salto del Fraile consiste en estratos de 0,5 a 1 m de espesor, compuestos de areniscas cuarzosas de grano fino a medio con menores intercalaciones de lutitas (Fig. 5). Estas areniscas son muy conocidas por la abundante presencia del icnofósil Tigillites habichi (Lissón, 1907; Rivera, 1979; Alleman, 2009), el cual es un excelente indicador de ambientes mareales de substratos semiconsolidados (cf. Pemberton y Frey, 1985; Buatois y Encinas, 2006). Sin embargo, aún no se cuenta con elementos cronológicos que permitan asignarle a esta formación una edad consistente. Por su posición estratigráfica, fue asignada al Berriasiano tardío, debido a que se tomó en consideración que la sobreyacente Formación La Herradura ha sido atribuida al Valanginiano temprano con base en el hallazgo de amonites de los géneros Raimondiceras y Favrella en varias de sus capas con lutitas negras (Lissón, 1907; Romero et al., 1995; Alleman, 2019; Villaseca, 2019). Con respecto a su ambiente de depositación, Moulin (1988, 1989) y Núñez del Prado y Chávez (1989) afirmaron que los sedimentos de la Formación Salto del Fraile se acumularon por influencia del reflujo de las mareas de un ambiente inframareal.

FIG. 5. Columna estratigráfica de las formaciones Salto del Fraile, La Herradura y Marcavilca del Grupo Morro Solar, de acuerdo con las divisiones litoestratigráficas propuestas por Fernández (1958) en el Morro Solar de Chorrillos. La base de la Formación Salto del Fraile no está expuesta. La flecha anaranjada resalta una progradación sedimentaria de un ambiente inframareal a uno supramareal para gran parte del Grupo Morro Solar. Al extremo derecho se muestra un fragmento de la curva eustática presentada por Haq (2014), donde la tendencia regresiva observada sustenta el patrón progradante presentado en este estudio. Abreviaturas, ar: arcillitas, li: limolitas, af: areniscas de grano fino, am: areniscas de grano medio, ag: areniscas de grano grueso, volc: rocas volcánicas, mu: caliza tipo mudstone, wa: caliza tipo wackestone, gr: caliza tipo grainstone.

En contacto concordante sobreyace la Formación La Herradura (~100 m de espesor), la cual se distingue de las otras formaciones adyacentes por su textura granulométrica fina. Localmente (Cerro la Virgen), los miembros La Virgen (28 m) y La Herradura (92 m) están separados por un sill andesítico de 4 a 10 m de espesor (Figs. 3B, 4 y 5). El Miembro La Virgen se caracteriza por contener estratos de lutitas negras con eventuales capas de areniscas de grano fino con matriz de arcillitas negras en contraste con el sobreyacente Miembro La Herradura, el cual presenta progresivamente una mayor proporción de estratos de areniscas cuarzosas. Las lutitas del Miembro La Virgen son las que contienen los amonites reportados por Lissón (1907), Romero et al. (1995), Alleman (2019) y Villaseca (2019), tales como Raimondiceras raimondii, Raimondiceras pfluckeri, Lissonia riveroi, Favrella lorensis y Argentiniceras pardoi (Fernández, 1958; Alleman, 2009, 2015) y los bivalvos Buchotrigonia paradisensis, Buchotrigonia lorenti y Anditrigonia lorenti, los cuales son característicos del Valanginiano. La mayoría de estos ejemplares también se observan en la parte superior del Miembro La Herradura, donde hay ciertos niveles de calizas negras de grano fino (Fernández, 1958; Alemán et al., 2006). Según Núñez del Prado y Chávez (1989), los sedimentos de la Formación La Herradura se acumularon en un ambiente offshore a inframareal, en el que predominan los sedimentos finos.

La sobreyacente Formación Marcavilca (~360 m de espesor) inicia en contacto concordante sobre la Formación La Herradura, precisamente encima de los niveles carbonatados descritos para el Miembro La Herradura (Fig. 5). Esta formación consiste en un apilamiento de areniscas cuarzosas de grano fino a medio, organizado en sets grano y estratocrecientes, con eventual ocurrencia de lutitas hacia su base y techo. Fernández (1958) dividió la Formación Marcavilca en tres miembros en función de la presencia de lutitas: Morro Solar (90 m), Marcavilca (230 m) y La Chira (40 m). El Miembro Morro Solar consiste en alternancias de areniscas cuarzosas de grano fino a medio y lutitas grises y negras, casi en idéntica proporción. El Miembro Marcavilca se caracteriza en su parte inferior por presentar areniscas de grano fino a medio con eventuales intercalaciones de lutitas, en una proporción de 4:1, mientras que su parte superior contiene exclusivamente areniscas cuarzosas de grano medio, dispuestas en estratos de 1 a 1,5 m de espesor, con laminaciones oblicuas tangenciales. El presente trabajo divide este miembro en dos partes (inferior y superior) con base en sus atributos litológicos (Figs. 3A, 4 y 5). Finalmente, el Miembro La Chira se compone de lutitas y eventuales areniscas cuarzosas de grano fino a medio. Las facies de la Formación Marcavilca han sido interpretadas por Núñez del Prado y Chávez (1989) como una evolución de un ambiente inframareal (Miembro Morro Solar) a uno supramareal (parte superior del Miembro Marcavilca) con potentes y extensas barras de arena.

No se cuenta con evidencia fósil que permita atribuirle una edad a la Formación Marcavilca; sin embargo, se sabe que en la localidad de Lurín (20 km al sureste del Morro Solar), Rivera (1951) y Palacios et al. (1992) cartografiaron lutitas y calizas que sobreyacen concordantemente al Grupo Morro Solar, las que fueron agrupadas en el Grupo Lima (Fig. 2). Las edades de estas rocas fueron atribuidas al intervalo Hauteriviano-Albiano temprano por el hallazgo de los amonites Olcostephanus cf. astierianus y Olcostephanus cf. jeanotti, y el equinodermo Enallaster texanus (Rivera, 1951; Palacios et al., 1992). En consecuencia, la Formación Marcavilca fue restringida al Valanginiano tardío por Palacios et al. (1992).

2.2. Unidades más jóvenes que el Grupo Morro Solar

Según Palacios et al. (1992), las formaciones Pamplona (Hauteriviano-Aptiano inferior) y Atocongo (Aptiano superior-Albiano inferior) sobreyacen al Grupo Morro Solar. Estas formaciones fueron integradas dentro del Grupo Lima y consisten mayormente en lutitas y calizas de grano fino (Fig. 2). Afloran en los alrededores de Lima Metropolitana y se extienden al sur de Lima, desde Atocongo hasta Pucusana (Salazar y Landa, 1993) (Fig. 1).

Palacios et al. (1992) también propusieron las formaciones Chilca (~750 m de espesor) y Quilmaná (~700 m), las cuales sobreyacen en concordancia al Grupo Lima en la comunidad de Lurín (Fig. 2). Según estos autores, la Formación Chilca consiste en andesitas, lutitas, litarenitas, calizas, areniscas volcanoclásticas y tobas, mientras que la Formación Quilmaná, en andesitas, brechas piroclásticas, litarenitas y lutitas. Soler y Bonhomme (1990) propusieron que estas rocas representan productos derivados del arco volcánico Casma (Barremiano-Albiano inferior). En tanto, el resto del área de Lima Metropolitana, así como del margen costero peruano en la región, están compuestos de rocas ígneas atribuidas al Segmento Lima del Batolito de la Costa por Cobbing (1979). Este autor caracterizó al Segmento Lima como un complejo intrusivo conformado por monzogranitos, granodioritas, tonalitas, dioritas y eventuales andesitas (Fig. 1B).

3. Potenciales rocas fuente del Grupo Morro Solar

La litología de las potenciales rocas fuente del Grupo Morro Solar está representada por rocas volcánicas, sedimentarias, metasedimentarias y posiblemente plutónicas y metamórficas. Estas rocas se ubican al este del área de estudio, preferentemente en la costa pacífica de Sudamérica. Se incluyen también en este grupo rocas pertenecientes a la Cordillera Oriental y al Cratón de Amazonas (Fig. 6).

FIG. 6. Principales provincias orogénicas del norte de Sudamérica, consideradas en el presente trabajo como potencialmente parentales del Grupo Morro Solar. La extensión aproximada de la Cuenca Sedimentaria Occidental Peruana de los Andes Centrales (CSOPAC) está resaltada en gris y modificada de Palacios et al. (1995) y Souza y Vidotti (2024). La distribución de las rocas sedimentarias triásicas y paleozoicas se realizó según Palacios et al. (1995). Las áreas de color rojo en la Cordillera Oriental indican afloramientos de plutones ordovícicos, carboníferos y permotriásicos (Chew et al., 2008). Las líneas rojas segmentadas muestran la extensión del Macizo de Arequipa, cuya proyección hacia el norte se infiere según Romero et al. (2013) con base en dataciones U-Pb. Figura modificada de Ramos (2000), Cordani et al. (2009) y Chew et al. (2008, 2010).

3.1. La costa pacífica

Las rocas de la costa pacífica de la región Lima consisten en afloramientos acotados de andesitas, brechas piroclásticas, tobas, limolitas y lutitas (Figs. 1 y 2). Estas rocas forman parte del Grupo Puente Piedra (~1.285 m de espesor), el cual se reconoce al norte de la ciudad de Lima, y podrían corresponder a las rocas parentales más próximas geográficamente al Morro Solar. Según Palacios et al. (1992) y Mamani et al. (2021), el Grupo Puente Piedra se divide en las formaciones Puente Piedra, Puente Inga y Ventanilla (Fig. 2). La Formación Puente Piedra (~590 m) consiste en andesitas, brechas piroclásticas y tobas, con eventuales niveles de limolitas. La Formación Puente Inga (~580 m) sobreyace en discordancia a la Formación Puente Piedra y consiste en tobas y lutitas organizadas rítmicamente, con abundantes amonites titonianos (cf. Rivera, 1951). Finalmente, la Formación Ventanilla (~115 m) consiste en brechas piroclásticas y lutitas con eventuales intercalaciones de andesitas grises verdosas. La edad depositacional del Grupo Puente Piedra ha sido atribuida al intervalo del Titoniano-Berriasiano inferior con base en amonites (mayormente de los géneros Substeueroceras y Argentiniceras) hallados en las formaciones Puente Piedra y Puente Inga por Rivera (1951) y Mamani et al. (2021).

Al sureste del área de estudio afloran las rocas del Macizo de Arequipa (Cobbing y Pitcher, 1972), conocido también como “Complejo Basal de la Costa”. Corresponde a un complejo de rocas metamórficas proterozoicas y plutónicas ordovícicas que se extiende desde las costas del sur peruano hasta el norte chileno (Ramos, 2008). Según este último autor, estas rocas fueron datadas entre 1,1 y 1,8 Ga   (edades U-Pb; Cobbing et al., 1977; Dalmayrac et al., 1977; Shackleton et al., 1979) y consisten en migmatitas, granulitas y gneises dioríticos muy foliados; mientras que las rocas ordovícicas (458-473 Ma; Loewy et al., 2004; Ramos, 2008) se componen de granitos y sienogranitos (e.g., Batolito de San Nicolás; Mukasa y Henry, 1990). Decou et al. (2011) y Alvan et al. (2015) caracterizaron mineralógicamente el Macizo de Arequipa por la presencia de anfibol, granate, apatito y turmalina, en cambio, el Batolito de San Nicolás por titanitas y zircones. Si bien estas rocas no afloran en Lima, Romero et al. (2013) presentaron dataciones entre 465 y 1.847 Ma en las islas Hormigas, ubicadas en el offshore de Lima (77 ° 44’ O, 11 ° 57’ S), y propusieron que tales afloramientos corresponderían a la extensión norte del Macizo de Arequipa.

Por encima del Macizo de Arequipa se ubica el Grupo Cabanillas. Esta unidad aflora entre las regiones de Arequipa y Tacna, y está constituida por conglomerados y areniscas depositados entre el Carbonífero temprano y el Devónico (Palacios et al., 1993; Reimann et al., 2010). Dataciones U-Pb en zircones detríticos indican máximos de 1.730-1.790 Ma en Arequipa y 500-700 Ma en Tacna, lo cual sugiere proveniencia desde el Macizo de Arequipa y el Cratón de Amazonas (Reimann et al., 2010).

3.2. Cordillera Oriental

La Cordillera Oriental es un dominio morfotectónico que se extiende desde el norte de Perú hasta el sur de Bolivia (Fig. 6) y que contiene a algunas de las rocas más antiguas del territorio peruano (Palacios et al., 1995; INGEMMET, 2016). La Cordillera Oriental comprende a las metasedimentitas del Complejo Metamórfico de Marañón, además de gneises, rocas sedimentarias, metasedimentarias y volcánicas del Paleozoico y Triásico.

3.2.1. Complejo Metamórfico de Marañón

Según Wilson y Reyes (1964), Mègard (1979) y Cardona et al. (2004), el Complejo Metamórfico de Marañón consiste en un bloque de 2 km de espesor, compuesto de mica-esquistos grises verdosos, filitas negras y metandesitas verdosas, con presencia local de rocas carbonatadas metamorfizadas, pizarras y metarenitas. Estas rocas afloran en la parte norte de la Cordillera Oriental (Fig. 6) y muestran intenso foliamiento. Según estos mismos autores, se observa un predominio de minerales, tales como plagioclasa, feldespato potásico, turmalina y moscovita. La edad de este complejo se ha estimado mesoproterozoica a cámbrica de acuerdo con dataciones U-Pb SHRIMP en zircones detríticos (Cardona et al., 2006; Chew et al., 2007, 2016; Miškovic et al., 2009). Cardona et al. (2006) sugirieron, además, que esos circones habrían provenido de la denudación de las rocas más jóvenes del Cratón brasileño.

El Complejo Metamórfico de Marañón también presenta emplazamientos intrusivos de rocas plutónicas, por ejemplo, granitoides de tipo I, granodioritas, dioritas y granitos de tipo S del Ordovícico, Pérmico y Triásico (Miškovic et al., 2009) (Fig. 6), así como también rocas sedimentarias y volcánicas paleozoicas y triásicas (Carlotto et al., 2009).

3.2.2. Rocas sedimentarias, metasedimentarias y volcánicas de la Cordillera Oriental

Estas rocas, de edad paleozoica a triásica, afloran predominantemente en la parte sur y norte de la Cordillera Oriental (Fig. 6). Corresponden a las formaciones Ollantaytambo (areniscas y lutitas, Cámbrico; Carlotto et al., 1996), Verónica (conglomerados de arenisca, Ordovícico temprano; Carlotto et al., 1996), San José (lutitas, Ordovícico; Palacios et al., 1993), Sandia (areniscas, Ordovícico; Palacios et al., 1993), San Gabán (pizarras y cuarcitas, Ordovícico; Carlotto et al., 1996), Paucartambo (pizarras y esquistos, Silúrico-Devónico; Carlotto et al., 1996) y el Grupo Mitu (areniscas, conglomerados, andesitas y riolitas, Triásico; Reitsma et al., 2010; Spikings et al., 2016). Según estos últimos autores, el material detrítico de tales rocas sedimentarias tendría su origen en el Cratón de Amazonas.

Bahlburg et al. (2008, 2011) y Reimann et al. (2010) realizaron dataciones U-Pb en circones detríticos en algunas de estas unidades. Las edades obtenidas son similares a las del cinturón brasiliano (500-700 Ma), aunque se observan también edades en el intervalo de las provincias amazónicas de Sunsas, Rio Negro-Juruena y Ventuari-Tapajós, que abarcan hasta el Paleoproterozoico (Fig. 6). Para el margen occidental sudamericano, Chew et al. (2008) sugirieron que rocas de edad neoproterozoica podrían estar presentes, pero sepultadas bajo unidades más jóvenes, algo sustentado también por Bahlburg et al. (2011) y Souza y Vidotti (2024).

3.3. Cratón de Amazonas

El Cratón de Amazonas es una extensa unidad morfotectónica conformada por algunas de las rocas más antiguas de la Tierra (Miškovic et al., 2009). Esta unidad abarca Brasil y el norte de Bolivia, así como el sur de Colombia, Venezuela y Guayana Francesa (Tassinari et al., 2000) (Fig. 6). El cratón se divide en al menos siete provincias definidas por sus características geológicas y edades metamórficas: Amazonia Central (>2,6 Ga), Maroni-Itacaiunas (2,05-2,25 Ga), Ventuari-Tapajós (1,81-1,98 Ga), Rio Negro-Juruena (1,55-1,78 Ga), Rondonia-San Ignacio (1,30-1,55 Ga) y Sunsas (0,95-1,28 Ga) (Tassinari y Macambira, 1999; Lowey et al., 2004; Ramos, 2008; Cordani et al., 2009; Chew et al., 2010). Según lo expuesto en Tassinari et al. (2000), la litología de estas unidades varía entre complejos de granulitas, gneises, granitoides, esquistos verdes y productos derivados de volcanismo máfico.

4. Métodos

Para investigar las areniscas del Grupo Morro Solar, se examinó la composición mineral de 20 muestras en láminas delgadas. Las muestras se encuentran moderadamente alteradas por diagénesis, son de grano fino a medio, y cubren toda la sucesión estratigráfica del Grupo Morro Solar (Figs. 4 y 5). Las láminas delgadas fueron analizadas mediante un microscopio de polarización Olympus BX51-P de luz transmitida. Se identificaron modalmente los componentes mayoritarios, tales como cuarzo (Q), feldespato (F) y fragmentos líticos (L), con el objetivo de caracterizarlos y clasificarlos según Garzanti (2019). Para esto, se tomaron en consideración las abundancias relativas de los granos de cuarzo, con énfasis en fragmentos monocristalinos de extinción ondulante (Q_mo) y extinción recta (Q_mr), así como en los de cuarzo policristalino (Q_p) compuestos totalmente de sílice (cf. Basu et al., 1975; Dickinson y Suczek, 1979; Ingersoll et al., 1984), con la finalidad de investigar relaciones entre la sedimentación y la litología parental. Los feldespatos, lo cual incluye potásicos (F_k) y plagioclasas (F_p), no son comunes en los sedimentos del Grupo Morro Solar y muchas veces están ausentes; sin embargo, se pudo hacer en este trabajo una discriminación de acuerdo con sus propiedades ópticas. Los fragmentos líticos, por su parte, se discriminaron con base en sus texturas (Garzanti, 2019), y se clasifican en sedimentarios (L_s), metamórficos (L_m) y volcánicos (L_v). Los granos con textura microcriptocristalina de chert se clasificaron como L_v según las propuestas de Zuffa (1980) y Garzanti (2019). Como elementos minoritarios se contabilizaron las micas, minerales pesados, matriz y cemento; si bien estos dos últimos no influyen en la clasificación petrográfica (Dickinson, 1970), sí proveen información relevante del periodo posterior a la diagénesis. Los parámetros composicionales mencionados se explican en la tabla 1.

Para el análisis cuantitativo modal se contaron entre ~300 y 570 granos por muestra, siguiendo los métodos transversales de perfil estándar de la metodología de Gazzi-Dickinson (Dickinson, 1970; Ingersoll et al., 1984). Se justifica el uso de este método debido a la ausencia de variaciones litológicas significativas dentro del Grupo Morro Solar, en las regiones de Lima y Pucusana.

5. Petrografía de las areniscas del Grupo Morro Solar

Los resultados del análisis petrográfico se presentan en la tabla 2 y figura 7. Todas las muestras corresponden a areniscas cuarzosas o a areniscas litocuarzosas. El cuarzo (Q) constituye el mineral predominante, preferentemente aquel con extinción ondulante (Q_mo). De manera subordinada, se observan fragmentos líticos con textura volcánica (L_v). Las formaciones Salto del Fraile y Marcavilca se componen de areniscas litocuarzosas y areniscas cuarzosas grises claras con tonalidades rojizas (por eventual cementación de óxidos de hierro), de grano medio; mientras que la Formación La Herradura se compone de areniscas cuarzosas grises claras, de grano fino a medio, con mayor presencia de cementación de calcita. El color de las areniscas varía de gris claro a gris blanquecino con ocasionales tonalidades rojizas en función de la cementación presente. Los granos de las areniscas del Grupo Morro Solar están parcialmente alineados debido a procesos diagenéticos de compactación. Fotomicrografías de las muestras más representativas se presentan en las figuras 8 y 9. Información composicional y litoestratigráfica adicional se muestra en la figura 10.

FIG. 7. Diagramas de clasificación de las areniscas del Grupo Morro Solar para las formaciones Salto del Fraile (A), La Herradura (B) y Marcavilca (C) de acuerdo con la propuesta de Garzanti (2019), donde Q: cuarzo, F: feldespato y L: fragmentos líticos. Nótese que la proporción de los feldespatos es reducida.

FIG. 8. Fotomicrografías de areniscas representativas de las formaciones Marcavilca (A-C), La Herradura (D-F) y Salto del Fraile (G-I). A. Arenisca litocuarzosa de grano medio (muestra MO-69), con cementación de óxido de hierro. B. Arenisca litocuarzosa de grano medio (muestra MO-59), con presencia de litoclastos metamórficos (filita) deformados. C. Arenisca cuarzosa de grano medio (muestra MO-55). D. Arenisca cuarzosa de grano medio (muestra MO-63), con cementación de calcita. E. Arenisca litocuarzosa de grano medio (muestra MO-50). F. Arenisca cuarzosa de grano medio (muestra MO-67), con litoclastos de filita y seudomatriz derivada de su desgaste. G. Arenisca cuarzosa de grano medio (muestra MO-64). H. Arenisca litocuarzosa de grano medio (muestra MO-54). I. Arenisca litocuarzosa de grano medio (muestra MO-52). En las imágenes, las flechas amarillas indican litoclastos variados, mientras que las rojas, la ocurrencia de cementación fílica y de óxidos de hierro. Abreviaciones según tabla 1.

FIG. 9. Fotomicrografías de fragmentos líticos representativos de las areniscas de las formaciones Marcavilca (A-C), La Herradura (D-I) y Salto del Fraile (J-L). En A, B, H y J se observan litoclastos de textura microcristalina similar al chert, mientras que en C y F se muestran litoclastos con microcristales de plagioclasa de posible composición andesítica (Lv). En D, G e I se aprecian litoclastos de origen metamórfico (Lm), posiblemente filitas. Los fragmentos Lm están generalmente deformados y pueden formar parte de la cementación. En las imágenes, las flechas rojas indican cementación de óxidos de hierro (A, G, L) o de calcita (B, C, E, H, I, J). Las flechas amarillas indican fragmentos líticos lávicos (C, F), metamórficos (D, G, I) o de chert (A, B, G, H, J, K, L). Las flechas celestes indican fragmentos de feldespatos (A, F). Abreviaciones según tabla 1.

FIG. 10. Relación entre la litoestratigrafía (según la Fig. 5) y la abundancia de componentes QFL, e interpretación del esquema de proveniencia de las formaciones Salto del Fraile, La Herradura y Marcavilca, basados en los diagramas propuestos por Dickinson et al. (1983). En términos generales, los granos de cuarzo son predominantes en las areniscas del Grupo Morro Solar. Nótese que la proporción de feldespatos desciende considerablemente hacia la parte superior de la Formación Marcavilca. Abreviaciones y simbología según tabla 1.

5.1. Cuarzo (Q)

Las areniscas del Grupo Morro Solar presentan abundantes granos de cuarzo de grano fino a medio, subangulosos a subredondeados y moderadamente alineados. Se aprecia, además, un abundante crecimiento sintaxial de cuarzo con visibles contactos largos entre los granos, preferentemente en las areniscas de la Formación Salto del Fraile, lo cual se considera como un indicio de compactación posdiagenética (Fig. 8G-I). En esta misma formación, la proporción de los fragmentos de tipo Q_mo varía entre 67-81% (Tabla 2). Esta proporción oscila levemente hacia el techo de la sección, donde se obtienen valores de 66-76% en la Formación La Herradura y 63-86% en la Formación Marcavilca (Tabla 2). En contraste, las proporciones de Q_mr van en aumento desde la Formación Salto del Fraile (6-10%) hasta un máximo de 32% (Formación Marcavilca). Los fragmentos de tipo Q_p son muy minoritarios en las areniscas del Grupo Morro Solar (˂ 5%), aunque son ligeramente más recurrentes en la Formación Marcavilca. Respecto a las inclusiones minerales, los fragmentos de tipo Q_mo en la Formación Salto del Fraile tienen eventuales inclusiones de piroxenos.

5.2. Feldespatos (F)

El feldespato es el mineral menos abundante de las areniscas del Grupo Morro Solar (<4%). Está presente en las formaciones Salto del Fraile y La Herradura y prácticamente ausente en la Formación Marcavilca (Fig. 10; Tabla 2). Se muestra comúnmente como fragmentos individuales, subredondeados y con frecuente evidencia de desgaste y alteración (Fig. 9F, muestra MO-67). La proporción de feldespato potásico (F_k) y plagioclasa (F_p) es visiblemente similar a lo largo del Grupo Morro Solar.

5.3. Fragmentos líticos (L)

La presencia de fragmentos líticos en las areniscas del Grupo Morro Solar es acotada (Fig. 10; Tabla 2). Ejemplos de su ocurrencia se muestran en la figura 9. Esta población está representada por granos de texturas microcristalinas similares al chert (Fig. 9A, B, G, H, J-L), con una población mayoritaria de fragmentos de origen volcánico (L_v) (Fig. 9C, F). Se reconoció, además, una población muy escasa de fragmentos de origen metamórfico (L_m), deformados y con texturas muy similares a las filitas (Figs. 8B, F, 9I), por lo que algunos forman parte de la armazón granulométrica y pueden también ser considerados como seudomatriz (Fig. 9E). Se identificó también una fracción menor de cuarzo policristalino (Q_p), la cual en este caso fue integrada a la población L_v. La abundancia de L_v en las areniscas de la Formación Salto del Fraile varía entre 8 y 18%, mientras que en la Formación La Herradura promedia 6%. En la Formación Marcavilca, en tanto, la proporción de L_v y chert se reduce hasta un mínimo de 2%. Muchos de los fragmentos L_v de aspecto andesítico presentan microcristales comúnmente alterados a carbonatos. Finalmente, se presentan escasos litoclastos sedimentarios (L_s), aparentemente calizas y lutitas, en las formaciones Salto del Fraile y Marcavilca.

Respecto a los minerales pesados, las areniscas de la Formación Marcavilca presentan una mayor presencia de circones (Fig. 8A), rutilos, y eventuales apatitos y turmalinas, los cuales decrecen en abundancia en el resto de la sucesión.

5.4. Matriz/cementación

No es evidente la presencia de matriz entre los granos de las areniscas del Grupo Morro Solar; sin embargo, se observa una eventual seudomatriz filítica, la cual ocasionalmente tiene aspecto de cemento y podría reflejar una matriz de arcilla previa o bien fragmentos de filitas deformadas. En este último caso, existiría cierto grado de metamorfismo en las areniscas del Grupo Morro Solar, probablemente por efectos litostáticos y/o tectónicos.

Se observan también al menos tres tipos de cemento: calcáreo, ferroso y silícico (Tabla 2). Las areniscas de las formaciones Salto del Fraile y La Herradura presentan mayor abundancia de cemento, preferentemente de tipo calcáreo (Fig. 8D) y ferroso (Fig. 8A). Por otro lado, prácticamente la totalidad de las areniscas analizadas de la Formación Marcavilca, y en particular las del Miembro Marcavilca, no presentan evidencias significativas de cementación.

6. Análisis de la proveniencia sedimentaria de las areniscas del Grupo Morro Solar

6.1. Esquema de proveniencia

Para investigar la proveniencia sedimentaria de las areniscas del Grupo Morro Solar, se emplearon esquemas ternarios para las 20 muestras analizadas (Fig. 10). Estos esquemas están basados en la tradicional propuesta de Dickinson et al. (1983), en donde se considera que existe una conexión entre la firma modal de los tipos de minerales más abundantes en los sedimentos (cuarzos y feldespatos) y la geología del área fuente (Folk, 1980).

Respecto al componente geológico, la dominancia de granos de cuarzo en los diagramas QFL sugiere que, para las tres formaciones descritas, los sedimentos del Grupo Morro Solar derivaron principalmente de un interior orogénico reciclado (Fig. 10). Este orógeno podría corresponder a la Cordillera Oriental (Fig. 11), la cual está conformada en gran parte por areniscas de las formaciones Ollantaytambo, Verónica, Sandia y/o el Grupo Mitu, depositadas durante el intervalo Paleozoico-Triásico. Bahlburg et al. (2008, 2011) y Reimann et al. (2010), no obstante, afirmaron a partir de edades U-Pb en circones, que los componentes de algunas de estas formaciones, especialmente la Formación Ollantaytambo, provinieron de una fuente metamórfica lejana, como el Cratón de Amazonas.

FIG. 11. Esquema paleogeográfico y de proveniencia de la depositación del Grupo Morro Solar. A. Depositación de la Formación Salto del Fraile (Berriasiano). Nótese los abundantes depósitos volcánicos dispersos en el área, donde destacan el Grupo Puente Piedra al oeste y el Grupo Mitu al este (Cordillera Oriental). B. Depositación de la Formación La Herradura (Valanginiano inferior). C. Depositación de la Formación Marcavilca (Valanginiano superior). El esquema paleogeográfico propuesto plantea que durante el Berriasiano y Valanginiano, la Cordillera Oriental estuvo conformada por areniscas y andesitas paleozoicas y triásicas, mientras que los plutones y gneises aún no exhumaban. Según Moulin (1988, 1989) y Núñez del Prado y Chávez (1989), el sentido generalizado de la sedimentación en la plataforma siliciclástica de la CSOPAC durante el Cretácico temprano fue de este a oeste.

Al considerar que los granos de cuarzo tipo Q_mo son dominantes en los sedimentos del Grupo Morro Solar (Tabla 2), resulta consistente que estos granos hayan procedido de las rocas metamórficas que conforman las provincias orogénicas brasileñas. Esto se sustenta también en que el material denudado proveniente de estas provincias se acumuló y forma actualmente parte sustanciosa del relleno sedimentario de la CSOPAC (Chávez et al., 2022) (Fig. 6).

Por otra parte, no se observa evidencia a favor de la denudación de rocas plutónicas de la Cordillera Oriental. En efecto, minerales ígneos, tales como feldespatos o plagioclasas no son abundantes en el Grupo Morro Solar, en su lugar, se aprecian minerales pesados típicos de reciclamiento y madurez sedimentaria, como circón, turmalina y posiblemente rutilo (Hubert, 1962; Morton y Hallsworth, 1999). Dentro del esquema de proveniencia propuesto (Fig. 11), se sugiere para el Berriasiano tardío un frente orogénico ubicado en la Cordillera Oriental y la exhumación y erosión de areniscas ricas en cuarzo de tipo Q_mo de las formaciones Ollantaytambo, Verónica y/o Sandia.

Adicionalmente, la proporción variable de fragmentos líticos de tipo L_v en las areniscas del Grupo Morro Solar (Tabla 2) también sugiere participación de las rocas del Grupo Mitu como fuente sedimentaria. Otra alternativa no excluyente es que provengan del Grupo Puente Piedra. Esto último se planteó en Alemán et al. (2006); sin embargo, de ser así habría de observarse en los sedimentos del Grupo Morro Solar una proporción bastante más elevada de fragmentos de tipo L_v, dada la cercanía geográfica entre los grupos Morro Solar y Puente Piedra. En consecuencia, del análisis de los fragmentos L_v en las rocas del Grupo Morro Solar, se propone como región fuente a la Cordillera Oriental. La proporción de los fragmentos L_v en las rocas del Grupo Morro Solar decrece sección arriba (Tabla 2). Esta tendencia sugiere que el material volcánico de la Cordillera Oriental fue rápidamente removido, dando paso a una dominancia de unidades compuestas por cuarzo detrítico de tipo Q_mo.

6.2. Implicancias geodinámicas y paleoclimáticas

Numerosos autores han sugerido que existió una transgresión marina durante el Cretácico temprano que afectó a gran parte de Sudamérica (e.g., Haq et al., 1987; Hardenbol et al., 1998; Robert et al., 1998; Jaillard et al., 2000; Jacay, 2005). Sin embargo, Haq (2014) presentó una notoria curva regresiva de largo periodo durante el Valanginiano, cuya tendencia concuerda con el aspecto regresivo y progradante del Grupo Morro Solar (Fig. 5). Este patrón regresivo es coincidente con las regresiones reportadas por Riccardi (1987) y Schwarz y Howell (2005) en terrenos valanginianos de Argentina y Chile, y sugiere que durante el Valanginiano no hubo episodios tectónicos significativos que lograran perturbar la tendencia progradante observada para el Grupo Morro Solar, a excepción de un par de transgresiones marinas menores detectadas en la Formación La Herradura durante el Valanginiano temprano (Figs. 5 y 11B). Según estos últimos autores, la progradación sedimentaria del Valanginiano pudo estar asociada con reactivaciones de fallas en un contexto de un margen de subducción convergente. Eso significa que gran parte de la CSOPAC pudo también haberlo estado, propiciándose la acumulación de arenas enriquecidas de cuarzo a lo largo de una extensa plataforma siliciclástica.

Por otro lado, en este estudio se propone que el enriquecimiento en cuarzo de los sedimentos de Grupo Morro Solar se debió a la denudación de un orógeno reciclado y su retrabajo a lo largo de la plataforma siliciclástica de la CSOPAC. Sin embargo, factores climáticos pudieron también haber influenciado tal enriquecimiento. En efecto, al diagramar las razones ln(Q/F) versus ln(Q/L) según Weltje (1994), se observa que las areniscas del Grupo Morro Solar se habrían depositado en un clima cálido y subhúmedo (algo también propuesto por Jaillard et al., 2000), y en un relieve moderado a bajo, como lo puede ser un ambiente mareal (cf. Moulin, 1988; Núñez del Prado y Chávez, 1989). Dada esta evidencia, es probable que las condiciones húmedas del margen continental peruano durante el Berriasiano tardío-Valanginiano hayan influenciado en la degradación de las arenas lo suficiente como para reducir la abundancia relativa de feldespatos (Boggs, 2009). En consecuencia, factores climáticos, geomorfológicos y geodinámicos influenciaron en la acomodación de los sedimentos del Grupo Morro Solar.

7. Discusiones

7.1. Estudios previos sobre proveniencia sedimentaria

Son escasos los estudios en proveniencia sedimentaria en el área de estudio; sin embargo, se cuenta con algunos aportes sobre la caracterización mineralógica de los sedimentos del Grupo Morro Solar. Por ejemplo, Wilson (1963) a través de ensayos de petrografía sedimentaria en areniscas del Grupo Morro Solar, afirmó que las formaciones Salto del Fraile y Marcavilca se componen de sublitarenitas, protocuarcitas y ortocuarcitas (según la clasificación de Pettijohn, 1957 y Pettijohn et al., 1987), en las que la más dominante es la proporción de cuarzo en la Formación Marcavilca. Se destaca que Wilson (1963) también identificó que la proporción de litoclastos volcánicos y feldespatos es mínima en ambas formaciones. Finalmente, atribuyó que la proveniencia de tales sedimentos correspondería a una fuente cratónica ubicada al este (i.e., Cratón de Amazonas). Varias décadas después, Alemán et al. (2006), mediante los diagramas petrográficos de Dickinson y Suczek (1979), afirmaron que los sedimentos del Grupo Morro Solar habrían derivado de la denudación del Macizo de Arequipa y del Grupo Puente Piedra, y propusieron, además, que aquellas rocas afloraron al oeste (actual offshore), contrario a lo propuesto por Wilson (1963). En tal consideración, el presente estudio desestima ambos modelos y propone que las rocas paleozoicas y triásicas de la Cordillera Oriental, incluidas aquellas del Complejo Metamórfico de Marañón, conformarían las fuentes principales de proveniencia del Grupo Morro Solar.

Respecto a las rocas paleozoicas y triásicas de la Cordillera Oriental, Bahlburg et al. (2008, 2011) y Reitsma et al. (2010) confirmaron que las edades de proveniencia de tales rocas son similares a las del cinturón brasiliano, y en menor proporción a aquellas de las provincias de Sunsas, Rio Negro-Juruena y Ventuari-Tapajós. Esta observación refuerza la propuesta de un orógeno reciclado, en el cual las rocas del Cratón de Amazonas habrían conformado la proveniencia principal de las rocas de la Cordillera Oriental. La presencia considerable de cuarzo de tipo Q_mo en las areniscas del Grupo Morro Solar refuerza esta idea.

7.2. Ubicación de los arcos volcánicos

Pitcher et al. (1985) y Jaillard et al. (2000) plantearon que a lo largo del margen costero peruano se emplazó el arco magmático del Mesozoico. Evidencia de esto son los plutones graníticos que conforman el Batolito de la Costa y sus productos volcánicos asociados. Tales productos fueron asignados a las formaciones Puente Piedra y Ventanilla (Grupo Puente Piedra), los cuales yacen bajo el Grupo Morro Solar (Fig. 2).

A diferencia del Grupo Puente Piedra, las areniscas del Grupo Morro Solar no presentan evidencias contundentes que sugieran la denudación de algún cuerpo volcánico cercano. La menor proporción de fragmentos de tipo L_v en las areniscas del Grupo Morro Solar apunta a un mínimo aporte de rocas volcánicas ubicadas al este, como por ejemplo, las andesitas del Grupo Mitu en la Cordillera Oriental. Asimismo, numerosos autores han afirmado que los sedimentos de las unidades detríticas del Cretácico temprano en la CSOPAC habrían provenido de una fuente ubicada hacia el este (Moulin, 1988, 1989; Núñez del Prado y Chávez, 1989; Palacios et al., 1995; Jaillard et al., 2000).

7.3. Exhumación diferencial en la Cordillera Oriental y otras potenciales fuentes de proveniencia

Benavides (1956) y Robert et al. (1998) propusieron la existencia de un alto estructural durante el Cretácico temprano manifestado en las rocas de la Cordillera Oriental. Este alto habría representado una influencia importante en los patrones de sedimentación de la CSOPAC (Chávez et al., 2022; Souza y Vidotti, 2024). Scherrenberg et al. (2016) dieron a conocer edades de exhumación de estas rocas con máximos en 247,1, 139,1 y 135,0 Ma (edades obtenidas por trazas de fisión en apatitos detríticos del Grupo Mitu), las cuales confirman que estas rocas ya estaban parcialmente exhumadas cuando comenzó la sedimentación del Grupo Morro Solar y sus equivalentes orientales (i.e., formaciones Chimú y Cushabatay). En ese contexto, la denudación progresiva de la Cordillera Oriental habría aportado al relleno sedimentario de la CSOPAC.

Por otro lado, aunque se conoce poco acerca de las edades de exhumación de los granitoides que afloran en la Cordillera Oriental, Alemán et al. (2006) los propusieron como una potencial región fuente para el Grupo Morro Solar. Estos cuerpos intrusivos presentan edades de cristalización entre 236,3 y 223,7 Ma (U-Pb en circones; Reitsma et al., 2010; Spikings et al., 2016), pero no se cuenta con evidencias geocronológicas ni mineralógicas sólidas que sustenten su exhumación durante el Berriasiano o Valanginiano. Respecto a la mineralogía, Van der Plas (1966) y Datta (2005) mencionaron que los feldespatos detríticos tienen un origen ígneo félsico o bien gneisítico, y que su proporción relativa suele ser significativa en las arenas y areniscas cercanas al área fuente. No obstante, en el caso de las areniscas del Grupo Morro Solar, la proporción de F es mínima (<4%; Tabla 2), y disminuye sección arriba hasta desaparecer (Fig. 10), lo cual podría ser un reflejo del retrabajo sedimentario y/o la influencia climática (Fig. 12). En complemento, el índice semicuantitativo de desgaste planteado en este estudio sugiere que los sedimentos del Grupo Morro Solar se acumularon en un relieve bajo a moderado y bajo la influencia de un clima cálido subhúmedo (Fig. 12). Tal interpretación es consistente con la paleogeografía y el paleoclima planteados por Benavides (1956), Moulin (1988) y Jaillard et al. (2000), entre otros. En ese contexto fisiográfico, los plutones pudieron desgastarse y sus productos ser depositados a corta distancia de su fuente; sin embargo, Garzanti (2019) sugirió que en sistemas sedimentarios amplios y de climas húmedos, los feldespatos de origen ígneo logran permanecer en el registro sedimentario, aunque de manera subordinada. En síntesis, se considera improbable que las areniscas del Grupo Morro Solar hayan tenido un origen ígneo.

FIG. 12. Diagrama de condiciones paleoclimáticas mediante la composición mineral de las areniscas basado en un control climático-fisiográfico moderno. A. Índice semicuantitativo de desgaste según Weltje (1994), el cual define el clima y el paleorrelieve. Se encierran en círculos rojos los resultados ploteados en A. A. Diagrama ln(Q/F) versus ln(Q/L) según Weltje (1994) para las 20 muestras analizadas en este trabajo. Los resultados sugieren índices de desgaste moderado a bajo, típico de climas cálidos y subhúmedos.

8. Conclusiones

Las areniscas del Grupo Morro Solar corresponden a areniscas litocuarzosas y areniscas cuarzosas. Estas rocas documentan el registro sedimentario de una progradación mareal hacia el oeste ocurrida durante el Cretácico temprano en la plataforma siliciclástica del margen costero peruano. Estas areniscas son ricas en cuarzo monocristalino de extinción ondulante, por lo que se sugiere provendrían de la denudación de un orógeno reciclado ubicado en la Cordillera Oriental de Perú. Este orógeno está representado por rocas sedimentarias y volcanosedimentarias del intervalo Cámbrico-Ordovícico, tales como las formaciones Ollantaytambo, Verónica, San José y Sandia, por rocas volcánicas y sedimentarias del Grupo Mitu (Triásico), y por rocas ígneas y metasedimentarias del Complejo Metamórfico de Marañón (Mesoproterozoico a Cámbrico).

Dentro del Grupo Morro Solar, las modas representativas de las formaciones Salto del Fraile, La Herradura y Marcavilca son Q₈₃F₂L₁₅, Q₉₁F₂L₇ y Q₉₃F₀L₆, respectivamente, donde Q corresponde al total de cuarzo, F al total de feldespatos y L al total de líticos. Estas concentraciones resultan cruciales para caracterizar litológicamente a las formaciones del Grupo Morro Solar y así posibilitar correlaciones estratigráficas con otras formaciones hacia el este (Chimú, Cushabatay, entre otras).

La proporción de cuarzo monocristalino de extinción recta aumenta estratigráficamente sección arriba, en cambio, la proporción de fragmentos líticos volcánicos decrece. Esta razón sugiere que durante el Berriasiano tardío-Valanginiano, el aporte de las rocas sedimentarias fue en aumento, mientras que el aporte de las rocas volcánicas fue en descenso.

En síntesis, se recomienda realizar un análisis geocronológico de las areniscas del Grupo Morro Solar para reforzar y/o refinar el modelo de proveniencia sedimentaria propuesto en este estudio, a fin de evaluar la influencia de potenciales fuentes adicionales de proveniencia y definir así de mejor manera el contexto tectónico regional.

Acknowledgments
Este estudio se realizó como parte de las actividades académicas de la Facultad de Ingeniería y Arquitectura (FIA) de la Universidad San Martín de Porres, enmarcadas dentro del proyecto “Estudio litológico de los suelos del Morro Solar (Chorrillos) para la mejor comprensión de la geomorfología de Lima” (código E09002023002). Se agradece a especialistas en el tema quienes amablemente ofrecieron su tiempo para discusiones en el inicio de la elaboración del manuscrito, como J. Jacay (Lima) y L. Ayala (Lima). También, a los revisores D. Kietzmann (Argentina), C. Muruaga (Argentina) y H. Rivera (Chile) por sus acertados comentarios. Asimismo, se agradece especialmente a D. Bertin (Chile) por sus valiosas observaciones. El análisis petrográfico se realizó en el Laboratorio de Microscopía Electrónica de la E.P. Ingeniería Geológica de la Universidad Nacional Mayor de San Marcos (UNMSM, Lima).

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