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El cerro Siempre Amigos forma parte de las sierras de Azul e integra el Sistema de Tandilia. Está ubicado a 28 km al sur de la ciudad de Azul, 3 km al norte de la Megacizalla de Azul (MCA), zona de cizalla subvertical donde el basamento se encuentra deformado a milonitas y ultramilonitas (Frisicale et al., 1999). El cerro Siempre Amigos, probablemente fue afectado por el mismo evento deformacional, ya que presenta similares rasgos de milonitización. La siguiente contribución tiene como objetivo definir las rocas presentes, a través del estudio petrográfico acompañado por análisis químicos y caracterizar el tipo de deformación que afectó el área, mediante el análisis de las meso y microestructuras presentes relacionándolas con la MCA. En su trabajo sobre la geología de las Sierras de Olavarría y Azul, González Bonorino et al. (1956) reconocen en el cerro Siempre Amigos, un granito de grano grueso, color rojo, siendo notable la escasez de minerales máficos. El rasgo estructural más importante es la foliación milonítica de rumbo general N250º y buzamiento subvertical. Esta orientación ENE puede observarse claramente en las fotos aéreas de la zona del cerro Siempre Amigos, y es similar al cerro La Crespa (Jorgensen et al., 2008), y diferente a la orientación E-O de la foliación milonítica en la MCA. En los afloramientos las rocas milonitizadas presentan escasos porfiroclastos de feldespato potásico con colas simétricas y asimétricas. Estos indicadores cinemáticos en su mayoría apuntan a un sentido de movimiento "top to the south" vistos en un plano vertical y perpendicular a la foliación milonítica. La litología dominante, reconocida en el campo, es granito, peraluminoso, constituido por cristales de cuarzo (50%), feldespato potásico (30%), plagioclasa (15%), y como único mafito biotita (5%). En algunos sectores, desde el centro del cuerpo hacia los bordes del cerro, el granito se encuentra interdigitado con una roca migmatítica. Todas las rocas, tanto las graníticas como las migmatíticas, presentan evidencias de haber sufrido deformación frágil-dúctil, si bien no todas han sido afectadas por la deformación en igual intensidad, por lo tanto se pueden diferenciar, granitos poco deformados y con foliación incipiente, granito altamente deformado (ribbon mylonite) y milonitas en cinta (striped gneiss, Fig. 1a). Las ribbon mylonite (Passchier y Trouw, 2005) son milonitas de alto grado metamórfico que pueden reconocerse por la presencia de cintas de cuarzo recristalizadas elongadas y algunos porfiroclastos mayores de feldespato y los striped gneiss por su parte, poseen una alternancia de feldespato recristalizado y cintas de cuarzo. Las rocas protomiloníticas presentan cierta foliación incipiente, poseen una textura granular de grado fino a medio. Los cristales de cuarzo presentan poca evidencia de deformación, en general son equigranulares, con evidencias de bulging, algunos con extinción ondulante, y formación de subgranos. Son escasos los contactos poligonales entre los minerales félsicos de tamaño de grano más pequeños. Los feldespatos presentan pertitas en llamas, escasas maclas deformadas y extinción ondulante. La biotita se presenta levemente curvada. En las ribbon mylonite, tanto la plagioclasa como el microclino se presentan como porfiroclastos, con maclas curvadas, maclas de deformación y cristales elongados a veces con formas abudinadas en el sentido de la foliación con algunos contactos mirmequíticos. Alrededor de ellos desarrollan una textura núcleo-manto, con granos producto de recristalización por rotación de subgrano. Los cristales de cuarzo forman cintas bastante desarrolladas policristalinas, de tipo 3 y tipo 4 (Boullier y Bouchez, 1978), (RQ; Fig. 1b) las cuales se curvan adaptándose a la forma de los porfiroclastos. Los espacios entre las cintas de cuarzo y los porfiroclastos están ocupados por microclino, plagioclasa, y cuarzo recristalizado, presentando una textura poligonal con contactos rectos entre los granos y a 120º. En las rocas más intensamente deformadas, striped gneiss, los cristales de cuarzo se presentan orientados en cintas policristalinas tipo 3 (Boullier y Bouchez, 1978) bien desarrolladas, continuas y con marcado contraste de tamaño entre los cristales que la forman y la matrix (Fig. 1c). En forma muy aislada se observan porfiroclastos de feldespato potásico y plagioclasa, con alteración sericítica. La matrix está formada por cristales de microclino, plagioclasa y cuarzo con textura poligonal. Se observan algunos minerales tipo fish, de microclino dentro de cristales de cuarzo que forman parte de las cintas. Entre striped gneiss y ribbon mylonites se observan rocas de transición, de acuerdo a la mayor o menor proporción de porfiroclastos y cintas de cuarzo, con el consecuente aumento ó disminución de este mineral en la matrix. Las migmatitas presentan también rasgos de milonitización con las siguientes microestructuras: cuarzo con extinción ondulante en parte bandas de deformación, bulging, formación de subgranos y en algunos casos desarrolla incipientes cintas poco continuas, policristalinas, que siguen la foliación y la forma de los porfiroclastos. Los porfiroclastos de plagioclasa y feldespato potásico poseen formas abudinadas y algunos desarrollan incipientes texturas núcleo-manto. Las plagioclasas presentan maclas curvadas y maclas de deformación y los cristales de feldespato potásico muestran pertitas en llamas. Algunos ortopiroxenos se muestran levemente curvados. La hornblenda se asocia al piroxeno por retrogradación y en algunos casos desarrolla también una incipiente textura núcleo-manto. En algunos casos se observó la presencia de porfiroclastos de granate. Los striped gneiss y las ribbon mylonites, según Passchier y Trouw (2005) son rocas de zonas de cizalla de alto grado y de baja tasa de deformación, donde las milonitas se reorganizan con el desarrollo de cintas de cuarzo y algunos porfiroclastos. Los mecanismos de deformación que originaron las microestructuras de textura núcleo-manto observadas en porfiroclastos de feldespato potásico, plagioclasa y horblenda son, según Passchier y Trouw (2005), rotación de subgranos ó migración de bordes grano de alta temperatura, equivalente a régimen 2 y 3 de Hirth y Tullis (1991). Pryer (1992) establece una temperatura para estos mecanismos mayor a 550ºC. Las cintas de cuarzo según Hippertt (2001) con bordes rectos y forma rectangular, se formarían por un proceso de migración de borde de grano en ambientes metamórficos de alto grado y según Boullier y Bouchez (1978), su formación ocurre a una temperatura superior a los 400ºC. Stipp et al. (2002) establece que la recristalización por rotación de subgrano en cuarzo es dominante en un rango de temperaturas entre 400º y 500ºC y la migración de borde de grano en un rango entre 500º y 700ºC. Por todo esto, podemos estimar que en la zona de Siempre Amigos, la deformación es de medio a alto grado metamórfico, con una temperatura entre 400º y 600ºC, algo menor a la indicada por Jorgensen et al. (2008) para la zona de la Crespa y por Frisicale et al. (2010) para algunos sectores de la MCA.