Нановишкият вулкански комплекс е изграден от вулкански скали с базичен до кисел състав, като в редица случаи се наблюдава зацепване (едновременна активност на вулкански центрове с контрастно различен химизъм) на базични до среднобазични с кисели продукти. Някои от анализите от зеолитизирани пирокластити са повлияни от промените.
Скалите от Рабовския и Зорнишкия вулкански подкомплекс попадат в полето на андезитобазалтите, шошонитите, андезитите и латитите (Фиг. 5). Те имат относително сходни характеристики и вероятно са продукт на един източник. Скалите от Чифлишкия вулкански покомплекс попадат в полето на дацитите, трахидацитите, риолитите и трахириолитите. С най-ниски съдържания на SiO2 се характеризират лавите в района на вр. Моняк (66,36–69,72 wt% – Хисарски вулкан), южно от с. Сушево (67,53 wt% при много висока сума на алкалиите – 11,8 wt%) и тези при вр. Тепеджиюрен на к. л. Студен кладенец в М 1: 50 000 (68,12 wt%). Скалите от Соколинския вулкански подкомплекс попадат в полето на дацитите и трахидацитите, но някои от тях имат петрографски характеристики на андезити. Вулканитите от Момчилградския вулкански подкомплекс се характеризират като андезити, латити, дацити, трахидацити. В някои случаи съдържанията на SiO2 са повишени вследствие на промени. Скалите от Светиилийския вулкански подкомплекс попадат в полето на трахидацитите, риолитите и трахириолитите. При вр. Кирсетепе се наблюдава хомодромно развитие на вулканизма – от трахидацити към риолити и трахириолити. Вулканитите от Равенския вулкански подкомплекс попадат в полето на високосилициевите (74,87–82,33 wt%) риолити и трахириолити. Анализите на Биволянските дацити попадат в полето на дацитите и на границата на дацитите и трахидацитите.
При всички вулканити от Нановишкия вулкански комплекс се установява отношение (Na2O–2) < K2O. При базичните до среднокисели вулканити от Рабовския, Зорнишкия и Момчилградския вулкански подкомплекс се наблюдава повишаване на алкалиите с повишаване на съдържанията на SiO2, докато при киселите (Чифлишки, Светиилийски и Равенски вулкански подкомплекс) се наблюдава обратната закономерност.
Скалите от комплекса попадат в полето на средно и високо калиевите вулканити (Фиг. 6).
По отношение на TiO2 и Fe2O3 (Фиг. 7) се наблюдава закономерно намаляване на съдържанието им с повишаване на SiO2, което индикира по-малката роля в кристализацията на магнетит и титаномагнетит от базичните към киселите разновидности. Спрямо Al2O3 са характерни относително равни стойности (или постепено намаление) с увеличаване на SiO2 до около 65wt%, след което се наблюдава чупка в тренда и понижването на съдържанията става съществено. Съдържанието на CaO, MgO и P2O5 намаляват с повишаване на SiO2 до определени стойности (~ 65-67 wt%), след което запазват относително постоянство с увеличаването му. Това се дължи на по-важната роля в кристализацията и фракционирането на по-базични плагиоклази, мафични минерали и съответно апатит при базичните до среднокисели вулканити от комплекса. При Na2O и K2O се наблюдава понижаване на съдържанията с повишаване на SiO2 при киселите и обратна закономерност при базичните до среднокисели вулканити. Спайдърграмите за елементите следи от базичните до среднокисели вулканити от Нановишкия вулкански подкомплекс (Фиг. 8) имат типична форма за калциево-алкалните базалти от деструктивните зони на плочите (Thompson et al., 1984). По-несъгласуващите се елементи, които са разположени в дясната част на диаграмата, са по-слабо набогатени и това придава отрицателен наклон на кривата. При всички вулканити от Нановишкия вулкански комплекс се наблюдава значително по-високи стойности (в някои случаи до над 10 пъти) на тежките REE спрямо хондритовите, което предполага че в източника не е присъствал гранат. Слабо изразените негативни Eu аномалии при базичните до среднокисели вулканити (Фиг. 9) предполагат, че скалите са имали фракционно кристализирал плагиоклаз, или че са били в равновесие с плагиоклаз-съдържащ плитко разположен мантиен източник. Най-високи стойности на REE при базичните до среднокисели вулканити се наблюдават при Зорнишкия, по-ниски при Соколинския и Рабовския и най-ниски при Момчилградския вулкански подкомплекс. На диаграмата Zr- Ti (Фиг. 10) скалите от Рабовския и Зорнишкия вулкански подкомпплекс попадат в полето на калциево-алкалните базалти.
Спайдърграмите за кисели скали от комплекса (Фиг. 11) показват силно обогатяване на LILE (K, Rb, Ba, Th) и обедняване на HFSE (Nb, Hf, Zr, Sm, Y, Yb). Тази конфигурация е характерна за син- до постколизионните гранити по Pearce et al. (1984). Впечатление правят необикновено високите положителни аномалии на Rb и Th. Отрицателната аномалия на Ba (маркираща се от съдържанията на Rb, Ba и Th) е най-добре изразена при вулканитите от Равенския, по-малко при Светиилийския и най-малко при Чифлишкия вулкански подкомлпекс и съответно Биволянските дацити.
При киселите вулканити (Фиг. 12) най-голяма негативна Eu аномалия се наблюдава при скалите от Равенския, по-малка при Светиилийския и най-малка при Чифлишкия вулкански подкомплекс.
Според Yanev (1998) температурата на кристализация по дву-фелдшпатовия (Fuhrman, Lindsley, 1988) и магнетит-илменитовия (Buddington, Lindsley, 1964) геотермометър за скали от Чифлишкия вулкански подкомплекс е: за Студенкладенцкия вулкан – 776ºC и Перперешкия вулкан – 805ºC, а за Светиилийския вулкански подкомплекс е съответно за скали от Бойнишката група центрове – 815ºC и Хисартепенската група центрове – 845ºC. Предеруптивните условия на риолитовата магма от Равенския вулкански подкомплекс, изчислени от съставите на съвместно съществуващи фенокристали по двуокисния и двуфелдшпатовия термометър и барометър, варират от 640 до 700ºC и 2–3 kbar ~ 6,5–10km (Sv. Georgiev, Marchev 2005).
Стойности на 87Sr/86Sr отношения за скали от Зорнишкия и Момчилградския вулкански подкомплекси са съответно 0.70530 и 0.70640 (Milovanov, P. et al., 2003). Тези стойности индикират корово замърсяване. За киселите вулканити от Нановишкия вулкански комплекс тези отношения са типично корови (Yanev et al., 1990; Yanev. Y., 1998). За трахириолити от Чифлишкия – 0.71894 и значително по-ниски за трахириодацити в района на с. Чомаково от Светиилийския вулкански подкомплекс – 0.70490 (Milovanov, P. et al., 2003).
Табл. 1. Данни за главните оксиди (wt%) за скали от Нановишкия вулкански комплекс
