М 1: 50 000 картен лист к-35-75-г (Николово)

Нановишки вулкански комплекс

Изтегляне 1.77 Mb.

страница	9/15
Дата	13.01.2018
Размер	1.77 Mb.
	#44907
Тип	Задача

1 ... 5 6 7 8 9 10 11 12 ... 15

4.1.8. Нановишки вулкански комплекс

Нановишкият вулкански комплекс е най-сложно устроената единица от този ранг. В пълния си обем тя включва 7 подкомплекса и 3 основни единици от вулканити, всички с ранноолигоценска възраст. Подробно описание на скалите и вулканизма, свързани с този комплекс, е изложено в обяснителните записки към Геоложката карта в М 1:50 000 – к. л. Кърджали и к. л. Студен кладенец.

В пределите на картния лист се разкриват единствено пирокластити от състава на Чифлишкия вулкански подкомплекс.

4.1.8.1. Чифлишки вулкански подкомплекс

Единицата е наименувана от Йорданов (1996ф) по името на с. Чифлик, Кърджалийско. Въвежда се като официална литостратиграфска единица в обяснителната записка към к. л. Студен кладенец – М 1:50 000 (Йорданов и др., 2008b), където се прави и подробна историческа справка и пълно описание.

В целия ареал на разпространение Чифлишкият вулкански подкомплекс е изграден от разнообразни кисели пирокластити и алтерниращи с тях органогенни варовици, разкриващи се на различни места в разреза; вулкански центрове и маломерни лавови потоци, изградени от дацити до риолити, трахириолити и перлити.

Възрастта на скалите от подкомплекса, определена по стратиграфска позиция, палеонтоложки данни и изотопни датировки, е рупелска.

Скалите на Чифлишкия вулкански подкомплекс са обособени в две единици. Едната е слоеста – седиментно-пирокластична задруга, а другата – неслоеста, означена като „кисели вулканити”, обединяваща скалите от секущите тела (вулкански постройки, екструзивни куполи и др.). В пределите на картния лист се разкриват единствено скали от варовиково-пирокластичната задруга.

Варовиково-пирокластична задруга (1CfOl₁). За първи път с указания ранг единицата се разглежда при настоящото изследване.

Скалите на задругата обединяват сравнително подробно разчленените от различни автори (Йорданов, 1996ф; Георгиев и др., 1996ф, 1997ф; Йорданов в: Саров и др., 2002ф) пачки пирокластични последователности и алтерниращи биостромни тела. На Геоложката карта на България в М 1:100 000, к. л. Кърджали (Кожухаров и др., 1989) скалите са причислени към „задруга на втори кисел вулканизъм”.

В пределите на изследваната площ единицата се разкрива в югозападната, югоизточната и източна част в околностите на селата Скална глава, Звезден, Чифлик и Бели пласт. Изпълва Високополянското и Ненковското понижение.

Задругата заляга трансгресивно върху среднокисели вулканити на Николовския вулкански подкомплекс или съгласно, с преход върху отложения от състава на Кърджалийската вулкано-седиментна група или Пъдарската свита. Покривка не се наблюдава.

Задругата е изградена от последователност от пачки разнообразни, преобладаващо масивни до дебелослоести и в по-малка степен тънко- до среднослоести кисели туфи. На различни места в разреза (южно от с. Чифлик и североизточно от с. Бели пласт) се установяват органогенни (рифови) варовици (l), по-големите тела от които са показани на геоложката карта.

Характерна особеност за пирокластите от подкомплекса в региона е тяхната зеолитизация. В някои случаи скалите са над 50% зеолитизирани и превърнати в зеолитити. Минералите, заместващи стъклените частици, са зеолити, филосиликати (предимно селадонит), адулар и опал (Yanev et al., 2006). Преобладаващият зеолитов минерал е клиноптилолитът (Алексиев, Джурова, 1977, Джурова, Алексиев, 1988; Djourova, Aleksiev, 1989, 1990; Yanev et al., 2006, и др.).

Максималната дебелина на скалите от задругата в пределите на картния лист не превишава 100 m.

Киселите пирокластити от варовиково-пирокластичната задруга са отложени в плиткоморска обстановка. За това свидетелства характерът на организмовите останки и асоциацията с рифови варовици.

Изказвани са различни мнения за центровете, продуцирали пирокластиката от подкомплекса. Някои автори (Yanev et al., 1995, 2006, Moskovski et al., 2004 и др.) предполагат, че тя е продукт на пирокластични потоци (outflow facies) от Боровишката калдера.

По данни от Ar-Ar датировки и магнитостратиграфски корелации (Moskovski et al., 2004) непосредствено южно от изследваната площ в к. л. Кърджали (М 1:50 000) възрастта на пирокластитите от подкомплекса се определя като раннорупелска – 32,28 Ма (в района на с. Върхари) и 32 Ма (при с. Седлари). На много места всред разреза на задругата в района на Кърджали е описвана фауна със сходна възраст (Атанасов и др., 1970ф, 1980ф).

4.1.9. Боровишки вулкански комплекс

В пределите на картния лист скалите на комплекса имат широко развитие, като са обособени в два вулкански подкомплекса – Брястовски и Тримогилски и туфозна задруга. Всички тези съставни единици са с рупелска възраст.

4.1.9.1. Брястовски вулкански подкомплекс

Скалите на подкомплекса, описан подробно на к. л. Сусам (М 1:50 000), се разкриват в северозападния ъгъл на картния лист, западно от с. Ангел войвода. Те попадат в ЮИ вътрешна периферия на Боровишката калдера. Техните разкрития са част от една ивица със СИ посока, идваща от к.л. Сусам и продължаваща на к. л. Комунига.

От скалните видове на Брястовския подкомплекс тук са представени само дребно- до среднопорфирните латити и техните лавобрекчи.

Дребно- до среднопорфирни латити (1BsλOl₁). Вулканитите се покриват несъгласно от киселите пирокластити на туфозната задруга. От югоизток разкритията им са ограничени от бордовия разлом на Боровишката калдера. Това са най-североизточните разкрития на голям покров, наблюдаващ се главно в южната част на к. л. Комунига (М 1:50000) и продължаващ на североизток до долината на р. Величка на к. л. Сусам (М 1:50000). Цветът им е виолетово-кафяв. Това са средно- до дребнопорфирни по санидина (размери до 0,5 cm) вулканити като количеството на порфирни минерали в тях достига 50%. Други порфирни минерали са зоналният плагиоклаз, клинопироксен (размери 0,05–2,5 mm) и частично или напълно опацитизиран биотит; акцесори – апатит и магнетит. Основната маса е съставена от ксеноморфен санидин, плагиоклазови и биотитови микролити.

Лавобрекчи (lb). Изграждат ивица със СИ посока, разкриваща се между два калдерни разлома със същата посока. Разполагат се съгласно върху скалите на Ангелвойводската свита, т.е. изграждат най-долните нива на Брястовския подкомплекс.

Съставени са от късове и спойка от гореописаните дребно- до среднопорфирни латити.

Дебелината им е няколко десетки метра.

Описваните вулканити не са датирани, но по геоложко положение и аналогия с разкритията им на съседните картни листове (Сусам и Комунига – М 1:50 000) те се приемат за долнорупелски.

4.1.9.2. Туфозна задруга (tOl₁)

В северозападния ъгъл на картния лист се разкриват две петна от няколкостотин m² от основата на туфозната задруга, която запълва Боровишката калдера. Задругата е подробно описана в к. л. Сусам, Комунига и Искра (М 1:50 000). В описвания картен лист единицата е представена в в основата от епикластити с дебелина няколко метра и лежащите върху тях кисели по състав въздушноотложени туфи и неспечени игнимбрити (продукти на пирокластични потоци).

4.1.9.3. Кисели вулканити – Тримогилски вулкански подкомплекс (ТρOl₁)

В югоизточния бордови разлом на Боровишката калдера, на 0,5 km западно от с. Ангел войвода са внедрени 3 субвертикални дайки с дължина до 1 km. Те имат СИ до ССИ посока (60–75^о). Дебелината на дайките достига 80–100 m. На места те просичат резедави на цвят кисели витрокластични туфи на Ангелвойводската свита.

Скалите, изграждащи дайките, са бели на цвят поради силната им хидротермална промяна. Те са бедни на порфири с фелзитова основна маса. Поради наличието на кварц като порфирен минерал вероятно имат риолитов състав.

По аналогия с другите калдерни дайки, описани на к. л. Сусам и Комунига (М 1:50 000), те се приемат за рупелски.

4.1.10. Петрохимична и геохимична характеристика на палеогенския магматизъм

Едно от първите обобщения за петрохимичното развитие на вулканизма в Източнородопското палеогенско понижение прави Р. Иванов (1963). Преобладава схващането за т. нар. калиева тенденция като съдържанието на K₂O нараства в северна посока и се увеличава с темпоралното развитие на вулканизма (Marchev, Shanov, 1991, Yanev et al., 1998). Върху петрохимичните и геохимични характеристики на базичните до среднокисели вулканити работят редица автори – Marchev et al. (1989, 1998, 2004), Nedyalkov, Pe-Piper (1998), Yanev et al. (1989, 1998) и др. Проблемите, свързани с киселия вулканизъм, се разискват от Янев и др. (1983), Yanev et al. (1990), Yanev (1998) и др.

Съществуват няколко хипотези за геодинамичното положение на магматизма в Източните Родопи, съответно и за неговия генезис. Според едни автори вулканизмът е свързан със субдукция (Димитрова и др., 1979, Marchev et al., 1989; Marchev, Shanov, 1991 и др.). Хипотезата за магматизъм, свързан с континенталната колизия е предложена през 1979 г. (Янев, Бахнева, 1980), доразвита в няколко последващи работи (Yanev et al., 1989, 1995, 1998; Dabovski et al., 1991; Marchev et al., 1994, 1998 и др.). Поради това, че магматизмът е проявен от тектонска гледна точка след колизията, Z. Ivanov (1988) го приема за постколизионен.

Значението на петрохимичната и геохимичната информация при отделянето на единиците от вулкански скали по възприетия литостратиграфско-вулканоложки подход на картиране обуслови извършването на специализирани изследвания и в тази насока. Главните оксиди са анализирани по метода на индуктивно свързаната плазма (ICP) в централната научно-изследователска лаборатория към Минно-геоложкия университет „Св. Иван Рилски”. Елементите следи (Ba, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Ni, V, Cr, Sc, Co) и редкоземните елементи REE (La, Ce, Sm, Eu, Yb) са анализирани по същия метод в лабораторията на Геологическия институт при БАН („ГЕОЛАБ”), София.

За по-пълно характеризиране на петрохимичните и геохимичните особености на разглежданите вулканити са използвани и анализи извън пределите на картния лист, както и такива, поместени в различни научни публикаци и фондови материали.

При нанасянето на анализите на TAS класификационната диаграма (Le Bas et al., 1986; Le Maitre et al., 1989) анализите са преизчислени към 100% сухо вещество. Условната граница между риолити и трахириолити се поставя при >8 wt% сума на алкалиите (Miyashyro, 1978; Богатиков и др., 1981).

Минзухарският вулкански комплекс обединява вулкански и интрузивни скали предимно със среднокисел състав (табл. 1). Рядко, в началните етапи от развитието, се установяват по-базични разновидности (Ястребски шошонити). Локализират се отделни центрове на магматична активност, продуктите на които са обединени във вулкански подкомплекси. Магматичната активност е привързана с източник, разположен по протежение на североизтония клон на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог, което се бележи от подредбата на вулканските центрове.

Анализите от лави на Колецкия вулкански подкомплекс попадат предимно в полето на латитите и шошонитите, рядко в полето на андезитите, на границата с латитите (фиг. 4). Монцонитпорфирите от Караманската интрузия попадат също в полето на латитите, но имат относително по-високо SiO2 съдържание.

Николовският вулкански подкомплекс е изграден от среднокисели вулканити с повишена обща алкалност. Анализите от Ястребските шошонити попадат предимно в полето на шошонитите и на границата с латитите. В предишни изследвания са определени като тефрити (В. Георгиев и др., 1996ф) или високо-Ba трахибазалти (Marchev et al., 2004). Не е установено кой минерал е носител на това високо Ba съдържание Характерна особеност за скалите са високите съдържания на Na₂O, които в някои случаи превишават тези на K₂O, но винаги (Na₂O–2) < K₂O. Наблюдават се завишени стойности на Al₂O₃, MgO, CaO и Fe₂O₃tot, което е свързано с фракционирането на фемични минерали (базичен плагиоклаз, пироксен, оливин). С напредването на вулканизма, при среднокиселите лави от Николовския вулкански комплекс, съдържанията на K₂O се увеличават, а на Na₂O постепенно намаляват, като почти достигат отношения 2:1.

Всички скали от Минзухарския вулкански комплекс попадат в полето на високо-К вулканити (фиг. 5).

Хондрит-нормализираните спайдърграми за елементите следи от Николовския вулкански комплекс – Ястребски шошонити и среднокиселите вулканити (фиг. 6) имат сходна конфигурация и характеристики на вулканити от деструктивните зони на плочите (Thompson et al., 1984). Характерна, специфична осбеност за Ястребските шошонити са високите Ba съдържания – 2398–4767 ppm (Marchev et al., 2004). Среднокиселите вулканити от подкомплекса имат относително по-ниски, но все пак високи съдържания на Ba – 2338 ppm. Наблюдават се значително по-високи стойности на тежките REE спрямо хондритовите. При Ястребските шошонити се установяват много слабоизразени негативни Eu аномалии (фиг. 7), което отразява техният относително по-примитивен състав. При латитите от подкомплекса се наблюдава също слабоизразена, но все пак по-отчетлива негативна Eu аномалия. Това вероятно отразява слабо фракциониране на изкристализирал плагиоклаз или условия на равновесие на магмата с плагиоклазсъдържащ плитко разположен мантиен източник.

Ястребските шошонити имат относително високи ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношения – 0.70688–0.70756 (Marchev et al., 2004), което е свързано с корово замърсяване.

Войновският вулкански комплекс е изграден от вулкански скали предимно със среднокисел състав, като в редки случаи, в отделни локалитети достигат до базичен. Установява се както антидромен ход на еволюция на магмата, така и хомодромно развититие. Антидромната еволюция е пространствено привързана с локалното разпространение на Кадънските шошонити и Женденските абсарокити (к. л. Комунига М 1:50 000), като се изразява в последователността: латити, рядко андезити и андезитобазалти (Рибнодолски вулкански подкомплекс) – Кадънски шошонити – Женденски

Табл .1. Данни за главните оксиди (wt%) за скали от Минзухарския, Войновския и Зимовинския вулкански комплекс.

	Минзухарски вулкански комплекс																				Войновски вулкански комплекс										Zm
	Колецки вулк. п-кс				Николовски вулкански подкомплекс																Рибнодолски вулкански подкомплекс (Rb)								Kr
	Kl			Km	Ястребски шошонити (Yb)								Среднокисели вулканити (Ni)
№	П-213	П-528	П-500	3265B	6110	96-26a	96-26b	T01-1	T01-3	96-28	96-27b	1113Б	8417	7083Б	7031Б	6753	4851	8475	1108Б	7033Б	3336Б	6334	1	7062Б	6342	2	3	3303Б	9010A	3090Б	BU4	BU3
	2	2	2		3	5	5	5	5	5	5		3			3	4	6				6	1		3	1	1		3	3	6	6
SiO₂	53,25	55,49	55,96	60,42	48,56	50,98	51,76	51,79	52,43	53,68	53,76	54,66	54,90	56,42	56,52	57,14	57,24	58,40	58,98	60,68	57,45	58,25	59,24	59,43	60,00	60,34	60,36	60,41	56,48	59,33	66,65	67,16
TiO₂	1,11	0,84	0,82	0,66	0,88	0,91	0,78	0,79	0,74	0,71	0,72	0,74	0,62	0,71	0,67	0,80	0,74	0,72	0,64	0,51	0,72	0,66	0,75	0,76	0,88	0,71	0,81	0,66	0,65	0,73	0,21	0,16
Al₂O₃	14,10	15,65	16,35	15,79	16,51	18,47	18,01	16,65	19,44	17,78	17,82	14,32	14,46	17,98	17,66	17,43	16,92	16,21	16,99	15,11	15,96	16,40	16,82	16,86	17,06	16,97	15,29	15,28	15,76	16,57	11,75	11,63
Fe₂O₃t	8,08	7,38	6,89	5,98	8,35	7,81	8,06	7,75	5,97	7,26	7,62	6,82	5,41	5,64	5,69	6,14	6,72	6,73	6,32	5,51	6,48	5,97	4,53	6,44	4,59	4,21	5,32	6,25	5,97	5,20	1,04	0,80
MnO	0,14	0,15	0,06	0,11	0,14	0,20	0,16	0,12	0,11	0,12	0,19	0,12	0,09	0,09	0,09	0,06	0,07	0,08	0,11	0,09	0,11	0,06	0,08	0,12	0,09	0,07	0,13	0,10	0,70	0,06	0,06	0,01
MgO	4,28	3,83	2,39	2,95	5,55	4,74	4,01	3,14	3,15	3,36	3,42	4,30	2,91	1,41	2,49	2,42	2,01	2,26	2,06	2,18	3,59	2,31	2,10	2,18	1,62	2,36	2,72	3,47	4,27	3,59	1,02	0,74
CaO	6,55	5,35	7,21	5,21	7,48	8,64	8,58	6,14	6,80	6,04	7,53	8,69	6,60	5,55	5,44	6,00	4,72	5,70	4,01	3,89	6,55	5,60	5,50	4,51	6,70	5,38	5,42	5,19	5,74	5,11	3,30	2,96
Na₂O	2,28	2,61	2,28	3,43	4,60	2,90	3,27	5,42	3,22	3,33	3,74	3,14	3,06	3,64	3,73	3,31	3,59	2,94	2,66	2,72	3,04	3,18	4,41	2,78	2,94	4,10	3,44	2,63	2,21	3,42	0,34	0,90
K₂O	4,57	4,65	3,42	4,11	2,17	3,34	3,74	3,33	4,38	4,63	3,97	3,74	5,62	5,02	3,72	3,96	5,18	5,09	5,50	5,94	3,81	4,80	4,47	4,64	3,63	3,93	5,03	4,51	3,63	4,13	3,35	2,80
P₂O₅	1,20	0,88	0,45	0,44	0,87	0,58	0,87	0,79	0,61	0,70	0,70	0,92	0,69	0,85	0,69	0,55	0,79	0,57	0,63	0,61	0,67	0,59	0,22	0,41	0,37	0,28	0,29	0,58	0,48	0,46
Влага	0,81	2,10	1,76	1,14	4,82							2,41	3,59	0,79	1,71	2,27	1,24	1,47	0,74	1,20	1,63	2,12		1,17	1,66			1,26	4,65	2,92	12,27	11,97
З.П.Н	3,50	2,16	3,38	0,47	3,58	2,14	1,49	3,63	2,18	3,06	1,22	2,07	4,10	0,75	2,76	1,00	0,63	0,66	1,70	2,71	1,17	1,18		1,73	1,33			0,73	1,54	1,08
Сума	99,9	101,1	101,0	100,7	103,5	100,7	100,7	99,6	99,0	100,7	100,7	101,9	102,1	98,9	101,2	101,1	99,9	100,8	100,3	101,2	101,2	101,1	98,1	101,0	100,9	98,3	98,8	101,1	102,1	102,6	100,0	99,1

Местоположение:
П-213		с. Сърница	6753	3	с. Стремци
П-528	2	с. Сърница	4851	4	1 km ЗСЗ от с. Гълъбец
П-500	2	с. Сърница	1108Б		200 m СИ от кота 603.6 (с. Ястреб)
3265B		600 m С от изхода на с. Лясково	7033Б		800 m ЮЗ от центъра на с.Козлец
6110	3	с. Зорница	7083Б		500 m С от вр.Карачалък тепе
96-26a	5	с. Три могили	3336Б		яз.Боровица
96-26b	5	с. Три могили	6334	6	с. Бели вир
T01-1	5	с. Три могили	7062Б		810 m ЮИ от вр. Сакарджик
T01-3	5	с. Три могили	6342	3	с. Бели вир
96-28	5	с. Три могили	3303Б		370 m С от кота 656.7
96-27b	5	с. Три могили	3090Б	3	1.35 km СЗ от ц. на с.Дъждовница
1113Б		с.Люляково	BU4	6	Шабандере (зеолитизирани пеплопадни туфи)
8417	3	с. Козлец	BU3	6	Шабандере (зеолитизирани игнимбрити)
7031Б		С от с. Зорница

	Източник:
6	Yanev et al., 2006
5	Marchev et al., 2004
4	Саров и др., 2000ф
3	В. Георгиев и др., 1996ф
2	В. Георгиев и др.,1995ф
1	Марчев в: Харковска и др., 1981

Вулкански единици към състава на Минзухарски вулкански комплекс: Колецки вулкански подкомплекс – среднокисели вулканити (Kl), Караманска интрузия (Km); Николовски вулкански подкомплекс– среднокисели вулканити (Ni); Ястребски шошонити (Yb); Войновски вулкански комплекс: Рибнодолски вулкански подкомплекс (Rb); Крушовски андезити (Kr); Зимовински вулкански комплекс (Zm).

Табл. 2. Данни за елементи следи (ppm) за скали от Минзухарския и Зимовинския вулкански комплекс.

	Минзухарски вулкански комплекс							Z Фиг. 4. TAS класификационна диаграма (Le Bas et al., 1986) за скали на Минзухарския, Войновския и Зимовинския вулкански комплекс (абрeвиатурни обозначения като при табл. 1) m
	Ястребски шошонити (Yb)						Ni
№	96-26a	96-26b	T01-1	T01-3	96-28	96-27b	1108Б	BU4	BU3
	5	5	5	5	5	5		6	6
Sc	23,00	24,00	8,00	7,00	19,70	24,30	10,35
V	219,00	202,00	227,00	174,00	181,00	314,00		4,00	16,00
Cr	28,00	13,00	21,00	19,00	16,00	23,00	20,20	8,00	12,00
Co	28,00		16,00	17,00			12,10
Ni	14,00	8,00	11,00	11,00	10,00	10,00	8,10	1,00	4,00
Zn	76,00	71,00	64,00	91,00	72,00	71,00		35,00	38,00
Cu	44,00	42,00	44,00	70,00	50,00	128,00		3,00	3,00
Pb	76,00	115,00	62,00	86,00	92,00	95,73
Zr	177,00	257,00	180,00	262,00	290,00	278,00	263,53	134,00	130,00
Hf	4,00	5,00	7,00	12,00	5,93	5,57	5,46
Nb	15,31	12,78	10,00	21,00	12,88	12,04	27,86	23,00	18,00
Ta	1,30	0,75			0,80	0,74
U	6,20	7,38	6,00	2,00	10,12	9,79
Y	20,00	27,00	27,00	27,00	26,63	26,08	14,08	18,00	19,00
Th	28,70	29,38	20,00	27,00	29,78	26,83	32,18
Rb	88,00	91,00	111,00	187,00	152,00	114,00	82,04	197,00	238,00
Cs		3,20			6,79	3,52
Sr	1221,00	1721,00	890,00	1364,00	1901,00	1603,00	592,21	283,00	634,00
Ba	3723,00	4767,00	2725,00	2348,00	4090,00	4043,00	2338,53	39,00	2 Фиг. 5. Диаграма SiO₂ към K₂O (Le Maitre et al., 1989) за скали на Минзухарскиякия, Войновския и Зимовинския вулкански комплекс (обозначения като при фиг. 4) 62,00
La	54,60	75,56	44,00	60,00	62,23	54,07	79,00
Ce	88,60	127,12	72,00	82,00	95,69	89,64	60,36
Pr	8,70	13,53			10,33	9,56
Nd	37,20	51,74	35,00	40,00	39,73	36,71
Sm	7,20	9,70			7,85	7,68	5,45
Eu	1,83	2,47			2,18	2,07	1,03
Gd	5,50	7,66			6,51	6,60
Tb	0,80	1,03			0,91	0,92
Dy	4,40	5,39			5,02	5,04
Ho	0,94	0,99			0,96	0,95
Er	2,40	2,56			2,56	2,54
Tm	0,30	0,36			0,37	0,36
Yb	2,20	2,20			2,30	2,20	1,73
Lu	0,25	0,37			0,38	0,36

абсарокити. Хомодрмният ход ясно се очертава от редицата латити, рядко андезити и андезитобазалти (Рибнодолски вулкански подкомплекс) – латити до трахидацити (Бездивенски вулкански подкомплекс – к. л. Комунига М 1:50 000).

Рибнодолският вулкански подкомплекс е изграден от среднокисели вулканити с предимно латитов, по-рядко до андезитов състав. В различни етапи от вулканската активност се установяват андезитобазалти. Изменението в съдържанията на K₂O и общите алкалии става при относително равни съдържания на SiO₂.

Някои от анализите на Крушовските андезити, попадат в полето на латитите, което вероятно се дължи на късна, но недоказана поради липса на адулар К-фелдшпатизация на основната маса.

Всички скали от Войновския вулкански комплекс попадат в полето на високо-К вулканити (фиг. 5).

Зимовинският вулкански комплекс, в пределите на картния лист, е представен единствено от кисели пирокластични скали. Стъклените фрагменти от основната маса и пемзите са цялостно променени в зеолити и филосиликати, което се отразява върху химичният състав на скалите.

Предеруптивната температура на кристализация на кисели пирокластити от долни нива на разреза, по фелдшпатовия геотермометър (Fuhrman, Lindsley, 1988), според Янев (2007) е 685–705º С, а от по-високи – 710–715º С. Нарастването на температурата, според автора, може да се обясни с това, че пирокластичният материал на по-късната фаза идва от по-дълбоко ниво на магменото огнище.