Cechy rzeŸby strukturalnej Gór Œwiêtokrzyskich
oraz po³udniowo-wschodniej czêœci Niecki Nidziañskiej
Jan Urban
1Features of structural morphology of the Holy Cross Mountains and the south-eastern part of the Nida Basin. Prz. Geol., 62: 44–50.
A b s t r a c t. The central (Paleozoic) and the south-western (Permian-Mesozoic) parts of the Holy Cross Mts. region are areas of typical structural morphology controlled by fold-type tectonic structure and lithology. In the northern (Mesozoic) marginal part of the region structural arrangement of main relief elements is not so clear due to the block-type tectonics, however, some morphological features, such as the valley network, elongation of gla-cial, kame-type landforms and orientation of rock cliffs are related to joint system. The general relief elements of part of the Nida Basin region adjoining the Holy Cross Mts. are of noeotectonic origin, while the subordinate land-forms represent typical structural morphology. The role of recent tectonic factor should be also taken into account in the Holy Cross Mts., however, the identification of tectonic influence on the current relief of this region is very difficult.
Keywords: structural morphology, tectonics, Neogene, Quaternary, Holy Cross Mts., Nida Basin
Góry Œwiêtokrzyskie s¹ zazwyczaj uznawane za jeden z najbardziej spektakularnych przyk³adów rzeŸby struktu-ralnej w Polsce. Podrêcznikow¹ egzemplifikacj¹ tego pogl¹du jest przekrój przez antyklinê chêciñsk¹ – geogra-ficznie stanowi¹c¹ inwersyjn¹ Dolinê Chêciñsk¹ – w prze-wodniku Z. Kotañskiego (1959). Wspó³czesne badania wykazuj¹ jednak, i¿ geneza rzeŸby tego regionu nie jest prosta. Zale¿na jest ona od skali, w jakiej obserwuje siê rzeŸbê pasma górskiego, stoku czy œciany skalnej. Jej ana-liza wymaga równie¿ uwzglêdnienia innych ni¿ struktural-ne czynników, wœród których s¹ tak trudstruktural-ne do odczytania, jak m³oda tektonika, która pozostawia znikome œlady w obrêbie paleozoicznego masywu. Przy obecnym stanie wiedzy nie jest wiêc mo¿liwe przedstawienie syntetycznej koncepcji rozwoju rzeŸby tego regionu. Mo¿na natomiast pokazaæ zasadnicze cechy rzeŸby, stan ich badañ oraz sfor-mu³owaæ pytania, które wymagaj¹ odpowiedzi. I takie w³aœnie s¹ cele tego artyku³u.
PODSTAWOWE CECHY BUDOWY GEOLOGICZNEJ REGIONU
DECYDUJ¥CE
O G£ÓWNYCH RYSACH RZEBY
RzeŸba Gór Œwiêtokrzyskich jest wynikiem trwaj¹cej od pocz¹tków paleogenu morfogenezy tego regionu, który zbudowany jest z ró¿nych ska³ osadowych wieku paleo-zoicznego i mezopaleo-zoicznego. Istotne znaczenie dla typu rze-Ÿby ma zró¿nicowanie regionu na dwie podjednostki tekto-niczno-facjalne: ³ysogórsk¹ i kieleck¹. Zajmuj¹cy œrodkow¹ czêœæ Gór Œwiêtokrzyskich masyw paleozoiczny stanowi pasmo fa³dowe ukszta³towane g³ównie podczas m³odopa-leozoicznych ruchów tektonicznych i zbudowane z fa³dów o wyd³u¿eniu WNW-ESE, które cechuj¹ siê znaczn¹ zmien-noœci¹ kszta³tów. Fa³dy pociête s¹ systemem uskoków poprzecznych, pod³u¿nych i skoœnych (ryc. 1 – I) (Mizer-ski, 2004; Konon, 2006, 2008).
Fa³dowa tektonika dominuje równie¿ w po³udniowo--zachodniej czêœci permsko-mezozoicznego obrze¿enia
Gór Œwiêtokrzyskich, podczas gdy pó³nocny i pó³nocno--zachodni odcinek obrze¿enia ma strukturê blokow¹, co oznacza, ¿e podstawow¹ rolê w kszta³towaniu obrazu wychodni skalnych odgrywaj¹ w niej uskoki dziel¹ce góro-twór na bloki (Jaroszewski, 1972; Stupnicka, 1972; Kara-szewski, 1985).
Bezpoœrednie pod³o¿e czêœci Niecki Nidziañskiej przy-legaj¹cej od po³udnia do regionu œwiêtokrzyskiego tworz¹ dwie nak³adaj¹ce siê na siebie jednostki geologiczne: zbu-dowane ze ska³ mezozoicznych synklinorium miechow-skie oraz wype³nione utworami morskimi mioceñmiechow-skie zapadlisko przedkarpackie. Obie te jednostki zosta³y osta-tecznie ukszta³towane przez neogeñskie ruchy tektoniczne (£yczewska, 1975; Krysiak, 2000).
CECHY STRUKTURALNE RZEBY TRZONU PALEOZOICZNEGO ORAZ PO£UDNIOWO-ZACHODNIEGO ODCINKA
OBRZE¯ENIA GÓR ŒWIÊTOKRZYSKICH
Œrodkowa i po³udniowo-zachodnia czêœæ Gór Œwiêto-krzyskich jest obszarem o wyraŸnej rzeŸbie strukturalnej, co podkreœlane jest przez wielu geomorfologów (m.in. Lencewicz, 1957a, b; Gilewska, 1972; Wróblewski, 1976; Kondracki, 1998). Gilewska (1972), charakteryzuj¹c rze-Ÿbê wychodni trzonu paleozoicznego Gór Œwiêtokrzyskich, pisze: „Zasadniczym rysem ich rzeŸby jest wystêpowanie szeregu równoleg³ych twardzielcowych pasm i grzbietów o budowie izoklinalnej, rzadziej antyklinalnej, rozdzielo-nych pod³u¿nymi szerokimi obni¿eniami o cechach niecek oraz dolin inwersyjnych – antyklinalnych i izoklinalnych. Przebieg pasm na terenie wychodni trzonu paleozoicznego jest zwykle prostolinijny i zgodny z wyd³u¿eniem m³odo-paleozoicznych struktur tektonicznych”. Jedynie w po³udnio-wo-wschodniej czêœci wychodni ska³ paleozoicznych, gdzie tektonika m³odopaleozoiczna nak³ada siê na struktury kaledoñskie, obraz rzeŸby komplikuje siê – grzbiety s¹ roz-ga³êzione, a ich odcinki biegn¹ w ró¿nych kierunkach (Wróblewski, 1976). Pasma wzniesieñ maj¹ wysokoœæ
1
wzglêdn¹ zwykle rzêdu 100 m, jedynie w przypadku tzw. pasma g³ównego, stanowi¹cego ci¹g grzbietów Pasma Mas³owskiego, £ysogór i Pasma Jeleniowskiego, do 300 m (ryc. 1 – I, III).
M³odopaleozoiczny kierunek maj¹ równie¿ grzbiety w po³udniowym i czêœciowo zachodnim odcinku permsko--mezozoicznego obrze¿enia. S¹ one podobne do pasm wzniesieñ na wychodni trzonu paleozoicznego – zwykle prostolinijne lub ³ukowato wygiête (ryc. 1 – I), o wysoko-œci wzglêdnej rzêdu kilkudziesiêciu metrów.
W³aœciwoœci fizyczno-mechaniczne ska³ œwiêtokrzy-skich (Rubinowski i in., 1985) s¹ wa¿n¹ cech¹ decyduj¹c¹ o zró¿nicowanej odpornoœci tych ska³ na dzia³anie czynni-ków denudacyjnych, która warunkuje rozwój rzeŸby struk-turalnej (np. Konon i in., 2004). Nie s¹ jednak jedyn¹ cech¹ ska³ istotn¹ w procesie kszta³towania rzeŸby. Olêdzki (1976) stwierdzi³ zale¿noœæ pomiêdzy chemizmem oraz stopniem krystalicznoœci wapieni œwiêtokrzyskich (dewoñskich i jurajskich) a morfologi¹ terenu. Cechami strukturalnymi wapieni i paleozoicznych piaskowców œwiêtokrzyskich, decyduj¹cymi o ich roli morfologicznej, s¹ tak¿e: upad i mi¹¿szoœæ warstw oraz gêstoœæ i kierunek spêkañ cioso-wych. Formy wypuk³e s¹ zbudowane ze ska³ o wiêkszej mi¹¿szoœci ³awic, pociêtych rzadk¹ i ma³o zró¿nicowan¹ pod wzglêdem kierunków sieci¹ spêkañ. Zasadniczym czynnikiem decyduj¹cym o rzeŸbie jest jednak zró¿nico-wanie cech chemicznych, litologicznych i strukturalnych pakietów skalnych, np. przemienne wystêpowanie pakie-tów ska³ grubo- i cienko³awicowych lub piaskowców, wapieni oraz ³upków (Olêdzki, 1976).
Ze wzglêdu na zmiennoœæ facjaln¹, form rzeŸby (zw³aszcza pasm wzniesieñ) nie mo¿na identyfikowaæ z wydzieleniami stratygraficznymi. Najlepsz¹ ilustracj¹ tej tezy jest zupe³nie inny typ morfologiczny wychodni kam-bru antykliny chêciñskiej o rzeŸbie inwersyjnej oraz pobli-skiej antykliny dymiñpobli-skiej o rzeŸbie zgodnej z tektonik¹ (ryc. 1-II). Poszczególne pasma mo¿na natomiast wi¹zaæ z wychodniami konkretnych jednostek litostratygraficz-nych. Najwy¿sze pasmo, tzw. g³ówne, po³o¿one w czêœci ³ysogórskiej regionu, jest zbudowane z piaskowców kwar-cytowych kambru górnego (formacji piaskowców z Wiœ-niówki). Twardzielcowe pasma wzniesieñ (ryc. 1 – I–IV) tworz¹ tak¿e piaskowce kambru œrodkowego subregionu kieleckiego (formacji piaskowców z Ociesêk, piaskowców z Usarzowa oraz piaskowców ze S³owca), piaskowce kwar-cytowe i piaskowce dewonu dolnego (formacji barczañ-skiej i zagórzañbarczañ-skiej – w subregionie ³ysogórskim, warstw plakodermowych – w subregionie kieleckim), a w czêœci zachodniej subregionu kieleckiego równie¿ wapienie i dolomity dewonu œrodkowego oraz górnego (formacji wapieni i dolomitów stromatoporowo-koralowcowych z Kowali) – nazewnictwo formacji wg Kowalczewskiego i in. (2006) oraz Narkiewicza i in. (2006).
W po³udniowo-zachodnim odcinku obrze¿enia perm-sko-mezozoicznego twardzielcowymi elementami s¹ wapienne zlepieñce górnego permu, piaskowce dolnego triasu (for-macji z Zagnañska – Kuleta & Zbroja, 2006), wapienie gór-nej jury oraz piaskowce dolgór-nej kredy (ryc. 1 – V). Ze wzglêdu na wyrazistoœæ morfologiczn¹ i d³ugoœæ (oko³o 40 km) na uwagê zas³uguje tu Pasmo Przedborsko-Ma³ogoskie. Pasmo to na wielu odcinkach sk³ada siê z dwu równo-leg³ych ci¹gów wzniesieñ, z których jeden tworz¹ stromo,
zwykle monoklinalnie nachylone wapienie kimerydu, drugi zaœ – piaskowce albu. W strefie wychodni kimery-du mo¿na wyró¿niæ dwa, a lokalnie trzy progi struktural-ne, w których elementami twardzielowymi s¹ wapienie muszlowcowe (tzw. muszlowce skórkowskie) oraz wapie-nie onkolitowe (Sala, 2000, 2011).
Obni¿enia pomiêdzy pasmami wzniesieñ maj¹ to samo wyd³u¿enie co grzbiety, s¹ jednak zwykle szersze (do 9 km). Zazwyczaj tworzy³y siê w obrêbie synklin (synklino-riów) i s¹ wyerodowane w ska³ach ilasto-piaskowcowych ordowiku i syluru, marglisto-wapiennych œrodkowego i górnego dewonu oraz ilasto-mu³owcowych dolnego karbonu. W po³udniowo-zachodniej czêœci obrze¿enia Gór Œwiêto-krzyskich obni¿enia utworzy³y siê na wychodniach serii ilasto-piaskowcowych dolnego i górnego triasu oraz œrod-kowej jury.
Analizê tektoniczno-litologicznych uwarunkowañ rze-Ÿby œwiêtokrzyskiego grzbietu górskiego przeprowadzono w Paœmie Klonowskim, gdzie wystêpowanie ró¿nych lito-logicznie serii skalnych zosta³o udokumentowane metoda-mi geoelektrycznymetoda-mi (Kowalczewski i in., 1989). Przebieg tego grzbietu jest wyznaczony rozci¹g³oœci¹ wychodni dol-nodewoñskich piaskowców i piaskowców kwarcytowych. W czêœci wschodniej (Bukowa Góra) grzbiet ów jest izo-klinalny, w zachodniej zaœ (góry Czostek i Barcza) – inwer-syjny. Wystêpuj¹ce na stokach sp³aszczenia, przewa¿nie punktowe, rzadziej linijne, nie s¹ interpretowane jako for-my strukturalne, lecz s¹ wi¹zane z etapami wznosz¹cych ruchów tektonicznych (Kowalczewski i in., 1989).
Zwi¹zek elementów rzeŸby trzonu paleozoicznego z typem litologicznym pod³o¿a jest udokumentowany na sto-kach £ysogór (Klatka, 1962). Zdaniem Kowalskiego i Jaœ-kowskiego (1988) za³omy na tych stokach stanowi¹ wychodnie pakietów piaskowców kwarcytowych (forma-cji piaskowców z Wiœniówki), podczas gdy wyp³aszczenia (tarasy krioplanacyjne) zosta³y utworzone na wychodniach pakietów ³upkowych.
Uk³ad dolin rzecznych nie nawi¹zuje do kierunków pasm i obni¿eñ. Rzeki generalnie sp³ywaj¹ od centrum regionu w kierunku jego obrze¿y, poprzecznie przecinaj¹c obni¿enia oraz tworz¹c prze³omy przez pasma wzniesieñ, bie-gn¹ce zwykle na liniach poprzecznych dyslokacji (ryc. 1 – I). Taki uk³ad dolin rzecznych ju¿ Lencewiczowi (1957a, b) nasun¹³ wniosek o epigenetycznym pochodzeniu struktury i jej zwi¹zku z pokryw¹ permsko-mezozoiczn¹, przykry-waj¹c¹ niegdyœ masyw paleozoiczny. Zwi¹zek ten zosta³ przedyskutowany odnoœnie górnego odcinka i prze³omu rzeczki Lubrzanki przez pasmo g³ówne (Kowalski, 1988), póŸniej równie¿ ca³ej sieci rzecznej (Kowalski, 2000, 2002).
RZEBA PÓ£NOCNEGO I PÓ£NOCNO-ZACHODNIEGO OBRZE¯ENIA GÓR ŒWIÊTOKRZYSKICH
RzeŸba odcinków pó³nocnego i pó³nocno-zachodniego obrze¿enia Gór Œwiêtokrzyskich jest odmienna od morfo-logii wychodni ska³ paleozoicznych oraz po³udniowo-za-chodniego odcinka tego obrze¿enia. Mimo podobnego zró¿nicowania hipsometrycznego (ró¿nice wysokoœci siê-gaj¹ od kilkudziesiêciu metrów do ponad 100 m), rzeŸba ta jest mniej regularna, bowiem wzniesienia nie tworz¹
w¹skich pasm, lecz rozga³êzione i krzywoliniowe grzbiety lub nieregularne grupy, które charakteryzuj¹ siê roz-leg³ymi partiami szczytowymi (ryc. 1 – I) (Gilewska, 1972; Wróblewski, 1976; Hakenberg & Œwidrowska, 2002).
Powodem takiego zró¿nicowania rzeŸby regionu œwiê-tokrzyskiego jest odmienny, blokowy styl budowy tekto-nicznej pó³nocnego obrze¿enia, w którym przecinaj¹ce siê wzajemnie uskoki odgrywaj¹ podstawow¹ rolê w kszta³-towaniu obrazu wychodni skalnych. Ta czêœæ obrze¿enia pociêta jest sieci¹ uskoków pod³u¿nych o kierunkach NW-SE (w s¹siedztwie wychodni masywu paleozoicznego – WNW-ESE) i poprzecznych – NE-SW (NNE-SSW). Uskoki pod³u¿ne maj¹ czêsto zasiêg regionalny. Warstwy skalne w obrêbie bloków tektonicznych zalegaj¹ prawie poziomo b¹dŸ te¿ tworz¹ s³abo nachylone monokliny, fa³dy lub brachyfa³dy. Lokalnie wystêpuj¹ fleksury, w obrêbie których notuje siê znaczne pochylenie warstw (Jaroszewski, 1972; Karaszewski, 1985; Kosmowska-Suffczyñska, 1998). Przyczyn¹ ró¿nego stylu budowy tektonicznej pó³nocnego i po³udniowo-zachodniego obrze¿enia jest odmienny typ pokredowej, g³ównie laramijskiej, inwersji tektonicznej tych obszarów (Hakenberg & Œwidrowska, 2002).
Drug¹ przyczyn¹ odmiennoœci rzeŸby tej czêœci obrze-¿enia s¹ ró¿nice w mi¹¿szoœci i litologii ska³ mezozoicz-nych pomiêdzy po³udniowym oraz pó³nocnym obrze¿eniem Gór Œwiêtokrzyskich. W pó³nocnym obrze¿eniu znaczn¹ mi¹¿szoœæ (500–1000 m) osi¹gaj¹ kompleksy klastycz-nych, krzemionkowych oraz krzemionkowo-ilastych ska³ dolnotriasowych i dolnojurajskich, które s¹ cienkie (dolny trias) lub w ogóle nieobecne (dolna jura) w obrze¿eniu po³udniowym. Nale¿¹ce do tych kompleksów serie z prze-wag¹ piaskowców, a tak¿e wapienie górnojurajskie, stano-wi¹ w pó³nocnym odcinku obrze¿enia trzon tworz¹cy formy wyniesione: wzgórza, ich grupy i nieregularne pasma. Ró¿nice wykszta³cenia litologicznego sekwencji mezozoicznej w po³udniowym i pó³nocnym obrze¿eniu wynikaj¹ z innej ewolucji geologicznej tych czêœci regionu œwiêtokrzyskiego, a w szczególnoœci – co podkreœlaj¹ Ha-kenberg i Œwidrowska (2002) – z odmiennego po³o¿enia tych obszarów w mezozoicznym basenie bruzdy œródpol-skiej. Pó³nocna czêœæ obszaru œwiêtokrzyskiego znajdo-wa³a siê w okresie wczesnego triasu i wczesnej jury w strefie osi subsydencji tego basenu lub w jej pobli¿u.
Na obszarze o takim stylu rzeŸby, jaki dominuje w pó³nocnym obrze¿eniu regionu œwiêtokrzyskiego, trudno jest wskazaæ cechy strukturalne i okreœliæ prawid³owoœci ich wystêpowania. W literaturze pojawiaj¹ siê wzmianki o elementach strukturalnych: kuestach, inwersyjnych grzbie-tach (wschodni odcinek Wzgórz Suchedniowskich) lub monoklinalnych ci¹gach wzniesieñ (Pagóry I³¿eckie), warunkowanych tektonik¹ fa³dow¹ (Rad³owska, 1963; Karaszewski, 1985). Przewa¿a jednak pogl¹d o general-nym braku form strukturalnych z grupy wzniesieñ. Rów-nie¿ walne uskoki pod³u¿ne oraz (drugorzêdne) uskoki poprzeczne nie przejawiaj¹ siê w morfologii terenu (Rad³owska, 1963; Kosmowska-Suffczyñska, 1998).
Tym niemniej badania Kosmowskiej-Suffczyñskiej (1998) wschodniego odcinka pó³nocnego obrze¿enia wykaza³y zwi¹zek pomiêdzy ciosem a kierunkami elemen-tów rzeŸby, takimi jak wyd³u¿enie dolin rzecznych i w¹wozów (w tym m³odych w¹wozów lessowych), ale te¿ pagórków kemowych z okresu zlodowaceñ œrodkowopol-skich. Uznaj¹c, i¿ pó³nocne obrze¿enie Gór Œwiêtokrzy-skich nie podlega³o istotnym ruchom tektonicznym w póŸnym neogenie i czwartorzêdzie, Kosmowska-Suffczyñ-ska (1998, 2000) sugeruje, i¿ wp³yw ciosu na ukierunko-wanie tych form mo¿e wi¹zaæ siê z jego rozwieraniem w warunkach odprê¿ania ska³ powodowanego deglacjacj¹ lub denudacj¹. Zwraca te¿ uwagê na rolê incydentalnych wstrz¹sów sejsmicznych w otwieraniu szczelin oraz zna-czenie drena¿owe spêkañ ciosowych (Kosmowska-Suf-fczyñska, 1998, 2000).
Ostatnie (niepublikowane jeszcze) badania autora wskazuj¹, i¿ strukturalne uwarunkowania ma równie¿ wystêpowanie piaskowcowych form ska³kowych w pó³nocnej czêœci tego regionu. Tendencja do tworzenia ska³ek uwarunkowana jest specyfik¹ petrograficzn¹ „for-macji ska³kotwórczych”, konfiguracj¹ pakietów piaskow-cowych w profilach geologicznych, gêstoœci¹ powierzchni u³awicenia i ciosu, a tak¿e sytuacj¹ przestrzenn¹ (tekto-niczn¹) pakietów piaskowcowych. Pakiety „ska³kotwórcze” tworz¹ wyraŸne za³omy w wierzchowinowych partiach wzniesieñ lub w górnych odcinkach zboczy dolin.
CECHY RZEBY
PO£UDNIOWO-WSCHODNIEJ CZÊŒCI NIECKI NIDZIAÑSKIEJ
W Niecce Nidziañskiej terenem o najbardziej charakte-rystycznej rzeŸbie jest tzw. Ponidzie – przylegaj¹ce od po³udnia do geologicznego regionu œwiêtokrzyskiego (Massalski, 1967). Na obszarze tym ruchy tektoniczne, trwaj¹ce od pocz¹tku kenozoiku, doprowadzi³y do wypiê-trzenia dwu zrêbów tektonicznych: zrêbu piñczowskiego i zrêbu Nidy. Zrêby te, tworz¹ce jednoczeœnie wa³y morfolo-giczne: Garb Piñczowski oraz Garb Wodzis³awski, s¹ prze-dzielone tektonicznymi depresjami: po³anieck¹ i soleck¹, które s¹ równie¿ obni¿eniami morfologicznymi: Nieck¹ Po³anieck¹ i Nieck¹ Soleck¹ (ryc. 1 – I) (£yczewska, 1975; Cabaj & Nowak, 1986; Krysiak, 2000), co sugeruje zwi¹zek g³ównych elementów rzeŸby z m³od¹ tektogenez¹ obszaru.
Ryc. 1. G³ówne rysy rzeŸby Gór Œwiêtokrzyskich i Ponidzia na tle budowy geologicznej. I – Mapa geologiczna obszaru (na podstawie Wróblewskiego, 2000, zmodyfikowana na podstawie mapy Konona, 2008 oraz szczegó³owe mapy geologiczne) z pasmami i grupami wzniesieñ (wg Wróblewskiego, 1976). G³ówne elementy geologiczne: A – antyklina bronkowicka, B – synklina bodzentyñska, C – antyklina £ysicy, D – synklinorium kielecko-³agowskie (z szeregiem fa³dów podrzêdnych), E – synklina piekoszowska, F – antyklina dymiñska, G – synklina bolechowicka, H – antyklina chêciñska, I – synklina ostrowsko-bolmiñska, J – synklina bardziañska, K – antyklina ³abêdziowska i antyklina komórkowska, L – antyklina Zbrzy, M – depresja po³aniecka, N – zr¹b piñczowski, O – depresja solecka, P – zr¹b Nidy. Wa¿niejsze pasma i grupy wzniesieñ: 1 – Garb Gielniowski, 2 – Wzgórza Niek³añsko-Bli¿yñskie, 3 – Wzgórza Koneckie, 4 – Pagóry I³¿eckie, 5 – Wzgórza Suchedniowskie, 6 – Pasmo Sieradowickie, 7 – Wzgórza Ko³omañskie, 8 – Wzgórza Tumliñskie, 9 – Pasmo Oblêgorskie, 10 – Pasmo Przedborskie i Pasmo Ma³ogoskie (Pasmo Przedborsko-Ma³ogoskie), 11 – Pasmo Klonowskie, 12 – Pasmo Bostowskie, 13 – Pasmo Mas³owskie, 14 – £ysogóry, 15 – Pasmo Jeleniowskie, 16 – Pasmo Zgórskie, 17 – Pasmo Pos³owickie i Pasmo Dymiñskie, 18 – Grupa Otrocza i Pasmo Brzechowskie, 19 – Pasmo Zelejowskie, 20 – Pasmo Chêciñskie, 21 – Grz¹by Bolmiñskie i Grzywy Korzeczkowskie, 22 – Pasmo Or³owiñskie, 23 – Pasmo Cisowskie, 24 – Pasmo Wygie³zowskie, 25 – Niecka Po³aniecka, 26 – Garb Piñczowski, 27 – Niecka Solecka, 28 – Garb Wodzis³awski. II – Przekrój geologiczno-morfologiczny przez po³udniowo-zachodni¹ czêœæ wychodni ska³ paleozoicznych (geologia wed³ug Konona, 2008); po lewej stronie – skala pozioma, skala przewy¿szenia rzeŸby i skala przewy¿szenia przekroju geologicznego; oznaczenia i kolory jak na ryc. 1. III – Widok na £ysicê (612 m n.p.m.) w paœmie £ysogór od zachodu. IV – Widok od strony po³udniowej na Pasmo Zelejowskie, za nim Pasmo Zgórskie, na horyzoncie Pasmo Oblêgorskie. V – Widok od strony pó³nocno-wschodniej na Grzywy Korzeczkowskie i Grz¹by Bolmiñskie. VI – Przekrój przez twardzielcowe pasmo wzniesieñ w Niecce Soleckiej; elementem odpornym na denudacjê jest pochylony pakiet neogeñskich gipsów wielkokrystalicznych, przykrywaj¹cy neogeñskie i kredowe margle
Fig. 1. General morphological elements of the Holy Cross Mts. and Ponidzie against the background of geological structure. I – Geological map (after Wróblewski, 2000, modified, based on Konon, 2008, and detailed geological maps) with hill ranges and groups (after Wróblewski, 1976). Principal geological units: A – Bronkowice Anticline, B – Bodzentyn Syncline, C – £ysica Anticline, D – Kielce-£agów Synclinorium (with a range of secondary folds), E – Piekoszów Syncline, F – Dyminy Anticline, G – Bolechowice Syncline, H – Chêciny Anticline, I – Ostrów-Bolmin Syncline, J – Bardo Syncline, K – £abêdziów Anticline and Komórki Anticline, L – Zbrza Anticline, M – Po³aniec Depression, N – Piñczów Horst, O – Solec Depression, P – Nida Horst. Main hill ranges and groups: 1 – Gielniów Hump, 2 – Niek³añ-Bli¿yn Hills, 3 – Koñskie Hills, 4 – I³¿a Mounds, 5 – Suchedniów Hills, 6 – Sieradowice Range, 7 – Ko³omañ Hills, 8 – Tumliñ Hills, 9 – Oblêgór Range, 10 – Przedbórz Range and Ma³ogoszcz Range (Przedbórz-Ma³ogoszcz Range), 11 – Klonów Range, 12 – Bostów Range, 13 – Mas³ów Range, 14 – £ysogóry Range, 15 – Jeleniów Range, 16 – Zgórsko Range, 17 – Pos³owice Range and Dyminy Range, 18 – Otrocz Group and Brzechów Range, 19 – Zelejowa Range, 20 – Chêciñy Range, 21 – Bolmin Range and Korzecko Range, 22 – Or³owiny Range, 23 – Cisów Range, 24 – Wygie³zów Range, 25 – Po³aniec Basin, 26 – Piñczów Hump, 27 – Solec Basin, 28 – Wodzis³aw Hump. II – Geological-morphological cross-section of the south-western part of the Paleozoic massif (geology after Konon, 2008); on the left horizontal scale, vertical scale of relief and vertical scale of geological structures; for symbols and colors see Fig. I. III – Mt £ysica (612 m asl.) in the £ysogóry Range. IV – Zelejowa Range, Zgórsko Range and, in the background, Oblêgór Range, view from the south. V – Korzecko Range and Bolmin Range from the north-east. VI – Cross-section of the hill range in the Solec Basin, where the inclined, resistant coarse-crystalline Neogene gypsum layer overlies soft Neogene and Cretaceous marls
Jednoczeœnie jednak w obrêbie tych regionów geogra-ficznych wyraŸnie ujawnia siê rzeŸba strukturalna. Szczegól-nie dobrze widoczne jest to w depresji soleckiej, w obrêbie której istniej¹ drugorzêdne formy fa³dowe: du¿a synklina Skorocic oraz mniejsze fa³dy, a zw³aszcza brachyfa³dy powsta³e na linii porzecznej strefy tektonicznej Wiœlica– Busko–Chmielnik (Flis, 1954; £yczewska, 1975). St¹d te¿ na terenie Niecki Soleckiej (czyli regionu geograficznego odpowiadaj¹cego tektonicznej depresji soleckiej) wiêk-szoœæ elementów rzeŸby powsta³a w rezultacie selektywnej denudacji ska³ neogeñskich. Najbardziej charakterystycz-nym przyk³adem rzeŸby strukturalnej na tym obszarze s¹ kuesty i strome stoki, wielkie depresje krasowo-denuda-cyjne (jako inwersyjne formy rzeŸby – Urban i in., 2012) oraz odosobnione wzgórza, tzw. góry œwiadki (o wysoko-œci od kilku do oko³o 50 m), zbudowane z gipsów serii ewa-poratowej badenu. Gipsy te stanowi¹ twardzielcowy element morfologiczny w stosunku do podœcie³aj¹cych je margli badeñskich lub kredowych. Szczególnie odporne na denu-dacjê s¹ wielkokrystaliczne gipsy szklicowe, bezpoœrednio przykrywaj¹ce margle (ryc. 1 – V) (Flis, 1954; Cabaj & Nowak, 1986; Urban, 2012).
M£ODE I WSPÓ£CZESNE RUCHY TEKTONICZNE
JAKO CZYNNIK MODYFIKUJ¥CY RZEBÊ
Litologiczne uwarunkowanie rzeŸby obszaru wychod-ni ska³ paleozoicznych i jego obrze¿ewychod-nia wychod-nie zaciera wp³ywu innych czynników na kszta³t tej rzeŸby, takich jak m³ode i wspó³czesne ruchy tektoniczne (Lencewicz, 1957a, b; Gilewska, 1972; Kondracki, 1998). Góry Œwiêto-krzyskie podlega³y w kenozoiku ruchom tektonicznym zwi¹zanym z inwersj¹ (w sensie geologicznym) bruzdy duñsko-polskiej i wznoszeniem wa³u œródpolskiego w paleocenie, tworzeniem siê wa³u metakarpackiego w oli-gocenie oraz rozwojem fleksuralnego wypiêtrzenia przed-karpackiego w miocenie (Jarosiñski i in., 2009). Wciêcie kopalnych dolin œwiêtokrzyskich wskazuje równie¿ na wznoszenie siê obszaru w pliocenie oraz czwartorzêdzie (£yczewska, 1971; Lindner i in., 2001). Istotny jednak dla oceny wp³ywu ruchów tektonicznych na rzeŸbê jest nie tyle fakt wznoszenia siê ca³ego regionu, lecz jego etapowoœæ oraz zró¿nicowanie tego procesu w ró¿nych jego czê-œciach.
Najbardziej konsekwentny zwolennik hipotezy o wp³ywie ruchów tektonicznych na wspó³czesn¹ rzeŸbê Gór Œwiêtokrzyskich – Kowalski (1993a, 2000) – wskaza³ dwie strefy neogeñskiej depresji tektonicznej: synklinorium kie-lecko-³agowskie i synklinê bodzentyñsk¹, które geogra-ficznie stanowi¹ obecnie Dolinê Kielecko-£agowsk¹ oraz Dolinê Bodzentyñsk¹ (ryc. 1). Strefy te s¹ przedzielone jednostkami wyniesionymi: antyklinorium chêciñsko-kli-montowskim, antyklin¹ £ysicy oraz antyklin¹ bronko-wick¹. O wzglêdnych pionowych ruchach tych jednostek w neogenie œwiadcz¹ – zdaniem tego autora – paleogeñskie pokrywy zwietrzelinowe zachowane w obni¿eniach, a nie-obecne, bo zerodowane, na obszarach wyniesionych. Ich paleogeñski wiek sugeruje sk³ad mineralny typowy dla zwietrzelin powstaj¹cych w gor¹cym i wilgotnym klimacie tego okresu, przede wszystkim zaœ obecnoœæ kaolinitu, gibbsytu, tlenków i wodorotlenków ¿elaza oraz ubytek
zwi¹zków alkalicznych i krzemionki (Kowalski, 1993a, 2000). Wypada jednak zauwa¿yæ, i¿ – zdaniem Liszkow-skiego (1996) – cech¹ charakterystyczn¹ paleogeñskich zwietrzelin jest w³aœnie sylifikacja, czyli wzbogacenie w krzemionkê. Powierzchnie ze zwietrzelinami, liczne zw³aszcza w Dolinie Kielecko-£agowskiej, s¹ obni¿one o 60–100 m w stosunku do powierzchni uznawanych za pale-ogeñskie sp³aszczenia na obszarach jednostek wyniesionych (Kowalski, 1993a, 2000). Œwiadectwem ruchów neotekto-nicznych w tych strefach jest – wed³ug B. J. Kowalskiego (1995, 2002) – specyficzny kszta³t sieci rzecznej w Dolinie Kielecko-£agowskiej (zmiana kierunków dolin w miejscach prawdopodobnego neogeñskiego wznoszenia lub obni¿ania terenu).
Ponadto, oprócz nielicznych wstrz¹sów sejsmicznych notowanych w regionie (praktycznie dwóch od pocz¹tku XIX wieku – Guterch, 2009), jako przes³anki m³odych i wspó³czesnych ruchów tektonicznych w Górach Œwiêto-krzyskich wymieniane s¹: elementy rzeŸby oraz osady i struktury geologiczne mog¹ce wskazywaæ na aktywnoœæ uskoków. Za tak¹ interpretacj¹ przemawiaj¹: 1) ró¿nice wysokoœci powierzchni tarasów dolinnych oraz zró¿nico-wanie form erozyjno-akumulacyjnych le¿¹cych po dwu stronach powierzchni uskoku (Kowalski, 1996a); 2) rowy grzbietowe oraz nawi¹zuj¹cy do stref tektonicznych roz-wój blokowisk stokowych w paœmie g³ównym Gór Œwiêto-krzyskich (Kowalski, 1993b); 3) struktury w obrêbie zwietrzelin bezpoœrednio przykrywaj¹cych przypuszczalne skarpy uskokowe na linii dyslokacji (Kowalski & Olszak, 2003); 4) wystêpowanie terenów podmok³ych i zatorfio-nych na wychodniach skrzyde³ zrzucozatorfio-nych uskoków, przed zrêbami tektonicznymi (So³tysik, 2000, 2002); 5) niezgod-noœæ pod³u¿nych profili dolin rzecznych z profilami teore-tycznymi (So³tysik, 1998); 6) tworzenie siê wa³ów wyd-mowych na liniach uskoków (Jaœkowski,1999). Aczkol-wiek wszystkie te formy rzeŸby i struktury mog¹ byæ zwi¹zane z m³odymi lub wspó³czesnymi ruchami tekto-nicznymi, nie s¹ jednak wskaŸnikami dokumentuj¹cymi takie ruchy (Kosmowska-Suffczyñska, 1998; Zuchiewicz i in., 2007). Mog¹ bowiem powstawaæ równie¿ bez zwi¹zku z ruchami tektonicznymi.
Spoœród innych ni¿ geomorfologiczne przes³anek ruchów neotektonicznych jako argument przemawiaj¹cy za odm³odzeniem uskoków wymienia siê podwy¿szon¹ wartoœæ izotopów radioaktywnych na wychodniach usko-ków (Kowalski & Olszak, 2003; Gonzalez-Diez i in., 2009). Nierówne wznoszenie poszczególnych bloków tek-tonicznych trzonu paleozoicznego w neogenie jest te¿ sugerowane przez obecnoœæ na ró¿nych wysokoœciach horyzontów krasowych w kilku masywach wêglanowych, m.in. w Jaworzni, Sukowie, Osinach, £agowie i O³owian-ce, oraz brak takich horyzontów w masywie Trzuskawicy (Urban & Rzonca, 2009). Równie¿ Mastella i Mizerski (2002) oraz Graniczny i in. (2005) sugeruj¹, i¿ odnowienie uskoków o kierunku WNW-ESE (g³ównie przesuwczych) w obrêbie ska³ paleozoicznych mog³o nast¹piæ w kenozo-iku. Mastella i Konon (2002) wskazuj¹ na mo¿liwoœæ m³odych ruchów tektonicznych w obrêbie po³udniowo-za-chodniego obrze¿enia Gór Œwiêtokrzyskich.
Mimo i¿ wspomniane wy¿ej przes³anki nie maj¹ wagi dowodów, pogl¹d o wp³ywie ruchów tektonicznych na wspó³czesn¹ rzeŸbê Gór Œwiêtokrzyskich nie powinien
byæ odrzucany. Przemawia za nim „m³oda” aktywnoœæ tek-toniczna udokumentowana w otoczeniu Gór Œwiêtokrzy-skich, w tym wp³yw ruchów tektonicznych na rzeŸbê Ponidzia, 20–30 km na po³udnie od wychodni masywu paleozoicznego (£yczewska, 1975; Kowalski, 1996b; Kry-siak, 2000; Urban, 2012), a tak¿e œwiadectwa neogeñskiej i czwartorzêdowej tektogenezy na obszarach po³o¿onych na pó³noc od regionu œwiêtokrzyskiego (np. Baraniecka, 1975; Jarosiñski i in., 2009). Przyjêcie takiego pogl¹du to tak¿e uznanie przynajmniej czêœci wymienionych w tym artykule geomorfologicznych przes³anek ruchów tekto-nicznych za ich bezpoœrednie efekty. Jednak udowodnienie roli m³odych ruchów tektonicznych w powstaniu walnych obni¿eñ oddzielaj¹cych strefy górskie œrodkowej i po³u-dniowej czêœci Gór Œwiêtokrzyskich, takich jak Dolina Kielecko-£agowska czy Dolina Chêciñska, zasadniczo zmieni³oby spojrzenie na strukturalne uwarunkowania roz-woju rzeŸby tego regionu.
PODSUMOWANIE
Podstawowe cechy rzeŸby Gór Œwiêtokrzyskich maj¹ genezê strukturaln¹. S¹ wiêc uwarunkowane z jednej strony budow¹ tektoniczn¹, z drugiej zaœ litologi¹ i struktur¹ ska³. Budowa tektoniczna, litologia i struktura ska³ decyduj¹ o odmiennoœci rzeŸby œrodkowej i po³udniowej czêœci regio-nu œwiêtokrzyskiego od jego pó³nocnej i pó³nocno-zachod-niej czêœci. Nierozstrzygniête pozostaje jednak znaczenie najm³odszych, neogeñsko-czwartorzêdowych zdarzeñ geo-logicznych dla ukszta³towania rzeŸby Gór Œwiêtokrzyskich, czyli bezpoœredni wp³yw ruchów tektonicznych na morfo-logiê. Wp³yw ten, widoczny w po³udniowej czêœci Niecki Nidziañskiej, nie zosta³ ostatecznie wykazany dla Gór Œwiêtokrzyskich, choæ sugeruje go wiele przes³anek. Brak utworów neogeñskich w Górach Œwiêtokrzyskich powo-duje bowiem, i¿ m³oda tektonika jest bardzo trudna do udo-kumentowania. Rozpoznanie jej wp³ywu na ewolucjê rzeŸby pozostaje wa¿nym zadaniem badawczym dla nastêpnych pokoleñ geologów i geomorfologów.
LITERATURA
BARANIECKA M.D. 1975 – Zale¿noœæ wykszta³cenia osadów czwar-torzêdowych od struktur i dynamiki pod³o¿a w œrodkowej czêœci Ni¿u Polskiego. Biul. Inst. Geol., 288: 5–97.
CABAJ.W. & NOWAK W. 1986 – RzeŸba Niecki Nidziañskiej. Studia Oœr. Dokument. Fizjogr., 14: 119–209.
FLIS J. 1954 – Kras gipsowy Niecki Nidziañskiej. Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN, 1: 1–73.
GILEWSKA S. 1972 – Wy¿yny Œl¹sko-Ma³opolskie. [W:] Klimaszew-ski M. (red.), Geomorfologia PolKlimaszew-ski, t. 1. PWN:232–339.
GONZÁLEZ-DIEZ A., SOTO J., GÓMEZ-AROZAMENA J., BONACHEA J., MARTÍNEZ-DIAZ J.J., CUESTA J.A., OLAGUE I., REMONDO J., FERNÁNDEZ MOROTO G. & DÍAZ DE TERÁN J.R. 2009 – Identification of latent faults using a radon tests. Geomorpho-logy, 110: 11–19.
GRANICZNY M., MIZERSKI W. & PI¥TKOWSKA A. 2005 – Line-aments interpreted at the radar images and the digital elevation model within the Palaeozoic rocks of the Holy Cross Mts. Prz. Geol., 53: 949–955. GUTERCH B. 2009 – Sejsmicznoœæ Polski w œwietle danych histo-rycznych. Prz. Geol., 57: 513–520.
HAKENBERG M. & ŒWIDROWSKA J. 2002 – Paleotektoniczne uwarunkowania rzeŸby mezozoicznego obrze¿enia Gór Œwiêtokrzy-skich. Pr. Inst. Geogr. Akad. Œwiêtokrz. w Kielcach, 6: 7–20. JAROSIÑSKI M., POPRAWA P. & ZIEGLER P.A. 2009 – Cenozoic dynamic evolution of the Polish Platform. Geol. Quart., 53: 3–26.
JAROSZEWSKI W. 1972 – Drobnostrukturalne kryteria tektoniki obszarów nieorogenicznych na przyk³adzie pó³nocno-wschodniego obrze¿enia mezozoicznego Gór Œwiêtokrzyskich. Stud. Geol. Pol., 38: 1–215. JAŒKOWSKI B. 1999 – Zwi¹zek póŸnovistuliañskich procesów wydmotwórczych w regionie œwiêtokrzyskim z neotektoniczn¹ aktyw-noœci¹ pod³o¿a. Prz. Geol., 47: 1032–1038.
KARASZEWSKI W. 1985 – Jura dolna okolic Starachowic, Skar¿yska Kamiennej i Szyd³owca – budowa geologiczna. Biul. Inst. Geol., 350: 91–117. KLATKA T. 1962 – Geneza i wiek go³oborzy ³ysogórskich. Acta Geo-gr. Univ. Lodziensis, 12: 1–124.
KONDRACKI J. 1998 – Geografia regionalna Polski. PWN, Warszawa. KONON A. 2006 – M³odopaleozoiczna ewolucja strukturalna Gór Œwiêtokrzyskich. [W:] Skompski S. & ¯yliñska A. (red.), LXXVII Zjazd Naukowy Polskiego Towarzystwa Geologicznego „Procesy i zdarzenia w historii geologicznej Gór Œwiêtokrzyskich”, Ameliówka, 28–30.06.2006. Pañstw. Inst. Geol.:82–104.
KONON A. 2008 – Regionalizacja tektoniczna Polski – Góry Œwiêto-krzyskie i regiony przyleg³e. Prz. Geol., 56: 921–926.
KONON A., MASTELLA L. & PI¥TKOWSKA A. 2004 – Odwzoro-wanie struktur tektonicznych starszego pod³o¿a w czwartorzêdowej rzeŸbie po³udniowo-zachodniej czêœci Gór Œwiêtokrzyskich. Pr. Inst. Geogr. Akad. Œwiêtokrz. w Kielcach, 13: 33–42.
KOSMOWSKA-SUFFCZYÑSKA D. 1998 – Wp³yw spêkañ cioso-wych na kierunkowoœæ rzeŸby (na przyk³adzie pó³nocno-wschodniego obrze¿enia Gór Œwiêtokrzyskich). Wydz. Geogr. i Studiów Reg. Uniw. Warsz. KOSMOWSKA-SUFFCZYÑSKA D. 2000 – Wp³yw drobnych struktur tektoniki dysjunktywnej na kierunkowoœæ rzeŸby w pó³nocno-wschod-nim obrze¿eniu Gór Œwiêtokrzyskich. Pr. Inst. Geogr. Akad. Œwiêtokrz., 4: 171–208.
KOTAÑSKI Z. 1959 – Przewodnik geologiczny po Górach Œwiêto-krzyskich, t. 1 i 2. Wyd. Geol.
KOWALCZEWSKI Z., KOWALSKI B. & JANIEC J. 1989 – Wp³yw budowy geologicznej na rzeŸbê Pasma Klonowskiego w Górach Œwiê-tokrzyskich. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 362: 65–93.
KOWALCZEWSKI Z., ¯YLIÑSKA A. & SZCZEPANIK Z. 2006 – Kambr w Górach Œwiêtokrzyskich. [W:] Skompski S. & ¯yliñska A. (red.), LXXVII Zjazd Naukowy Polskiego Towarzystwa Geologiczne-go „Procesy i zdarzenia w historii geologicznej Gór Œwiêtokrzyskich”, Ameliówka 28–30.06.2006. Pañstw. Inst. Geol.:14–27.
KOWALSKI B.J. 1988 – Warunki powstania i rozwój prze³omowego odcinka doliny rzeki Lubrzanki przez g³ówne pasmo Gór Œwiêtokrzy-skich w trzeciorzêdzie. Prz. Geogr., 603: 329–351.
KOWALSKI B.J. 1993a – Punkt 2. Jod³owy Dwór. Wybrane problemy geomorfologiczne Gór Œwiêtokrzyskich. Tektoniczne uwarunkowania Doliny Kielecko-£agowskiej i niektóre problemy morfostrukturalne jej rozwoju. [W:] Barcicki M. & Mityk J. (red.), 42. Zjazd Pol. Tow. Geogr., Kielce 27–30.06.1993. Przew. terenowy. WSP w Kielcach:45–53. KOWALSKI B.J. 1993b – Punkt 3B. Œwiêty Krzy¿. Morfologiczne konsekwencje neotektonicznej aktywnoœci w obrêbie g³ównego pasma Gór Œwiêtokrzyskich. [W:] Barcicki M. & Mityk J. (red.), 42. Zjazd Pol. Tow. Geogr., Kielce 27–30.06.1993. Przew. terenowy. WSP w Kielcach:63–72.
KOWALSKI B.J. 1995 – Przejawy m³odej aktywnoœci tektonicznej w Dolinie Kielecko-£agowskiej w Górach Œwiêtokrzyskich i jej wp³yw na uk³ad sieci wodnej. Prz. Geol., 43: 307–316.
KOWALSKI B.J. 1996a – Powierzchniowe procesy egzogeniczne a tektoniczna aktywnoœæ uskoku œrodkowej Lubrzanki w Górach Œwiêto-krzyskich. Prz. Geol., 44: 49–54.
KOWALSKI B.J. 1996b – M³ode uskoki tektoniczne w gipsach badeñ-skich rejonu Borkowa na Ponidziu Piñczowskim. Pr. Inst. Geogr. WSP w Kielcach, 1: 129–146.
KOWALSKI B.J. 2000 – Stanowisko 1. Kraiñski Grzbiet. Morfogeneza i warunki rozwoju rzeŸby paleozoicznego trzonu Gór Œwiêtokrzyskich w neogenie. [W:] Jaœkowski B. & So³tysik R. (red.), Geologia i geo-morfologia Gór Œwiêtokrzyskich – kontrowersje i nowe spojrzenie. Konf. Nauk., Wólka Milanowska 16–19.05.2000. WSP w Kielcach: 61–69. KOWALSKI B.J. 2002 – Geneza uk³adu sieci rzecznej w Górach Œwiê-tokrzyskich. Pr. Inst. Geogr. Akad. Œwiêtokrz., 7: 315–351.
KOWALSKI B.J. & JAŒKOWSKI B. 1988 – Litologiczno-strukturalne uwarunkowanie teras krioplanacyjnych na stokach masywu £ysej Góry w Górach Œwiêtokrzyskich. Prz. Geogr., 58: 493–514.
KOWALSKI B.J. & OLSZAK I.J. 2003 – Dodatnie anomalie izotopów promieniotwórczych 228U, 232U i 40K w strefie paleozoicznego usko-ku mójczañskiego w Górach Œwiêtokrzyskich. Prz. Geol., 51: 492–497. KRYSIAK Z. 2000 – Tectonic evolution of the Carpathian Foredeep and its influence on Miocene sedimentation. Geol. Quart., 44:137–156. KULETA M. & ZBROJA S. 2006 – Wczesny etap rozwoju pokrywy
permsko-mezozoicznej Gór Œwiêtokrzyskich. [W:] Skompski S. & ¯yliñska A. (red.), LXXVII Zjazd Naukowy Polskiego Towarzystwa Geologicznego „Procesy i zdarzenia w historii geologicznej Gór Œwiê-tokrzyskich”, Ameliówka 28–30.06.2006. Pañstw. Inst. Geol.:105–125. LENCEWICZ S. 1957a – Wy¿yna Kielecko-Sandomierska. [W:] Pisma wybrane z geografii fizycznej Polski. PWN, Warszawa:53–102. LENCEWICZ S. 1957b – Hercyñski masyw Gór Œwiêtokrzyskich i jego pokrywy. [W:] Pisma wybrane z geografii fizycznej Polski. PWN, Warszawa:157–188.
LINDNER L., MASTELLA L. & SEMIL J. 2001 – Evolution of the Mid- to Late Pleistocene river network in the southeastern part of the Holy Cross Mts. Geol. Quart., 45: 387–395.
LISZKOWSKI J. 1996 – Poligeneza rzeŸby obszarów wy¿ynnych Pol-ski w œwietle analizy reliktowych pokryw wietrzeniowych. Acta Geogr. Lodz., 71: 165–179.
£YCZEWSKA J. 1971 – Czwartorzêd regionu œwiêtokrzyskiego. Pr. Inst. Geol., 64: 5–104.
£YCZEWSKA J. 1975 – Zarys budowy geologicznej Pasma Wój-czo-Piñczowskiego. Biul. Inst. Geol., 283: 151–189.
MASSALSKI E. 1967 – Góry Œwiêtokrzyskie. Wiedza Powszechna, ser. Przyroda Polska.
MASTELLA L. & MIZERSKI W. 2002 – Budowa geologiczna jed-nostki ³ysogórskiej (Góry Œwiêtokrzyskie) na podstawie analizy zdjêæ radarowych. Prz. Geol., 50: 767–772.
MIZERSKI W. 2004 – The Holy Cross Mts. in the Caledonian, Variscan and Alpine cycles – major problems, open questions. Prz. Geol., 52: 774–779.
NARKIEWICZ M., RACKI G., SKOMPSKI S. & SZULCZEWSKI M. 2006 – Zapis procesów i zdarzeñ w dewonie i karbonie Gór Œwiêto-krzyskich. [W:] Skompski S. & ¯yliñska A. (red.), LXXVII Zjazd Naukowy Polskiego Towarzystwa Geologicznego „Procesy i zdarzenia w historii geologicznej Gór Œwiêtokrzyskich”, Ameliówka
28–30.06.2006. Pañstw. Inst. Geol.:51–78.
OLÊDZKI J. 1976 – Wp³yw zró¿nicowania budowy geologicznej na rzeŸbê w Górach Œwiêtokrzyskich. Pr. i Stud. Inst. Geogr. Uniw. Warsz., 17., Geogr. Fiz., 6: 1–66.
RAD£OWSKA C. 1963 – RzeŸba pó³nocno-wschodniego obrze¿enia Gór Œwiêtokrzyskich. Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN, 38: 1–178. RUBINOWSKI Z., WRÓBLEWSKI T. & G¥GOL J. (red.) 1986 – Atlas geologiczno-surowcowy Gór Œwiêtokrzyskich 1 : 50 000. Wyd. Geol.
SALA S. 2000 – Wp³yw litologii na zró¿nicowanie przekrojów poprzecznych w Paœmie Ma³ogoskim. [W:] Jaœkowski B. & So³tysik R. (red.), Geomorfologia gór i wy¿yn w Polsce – kontrowersje i nowe spojrzenia. Konf. Nauk., Wólka Milanowska, 16–19.05.2000. WSP w Kielcach:45–47.
SALA S. 2011 – RzeŸba krawêdziowa pó³nocno-zachodniej czêœci Pasma Przedborsko-Ma³ogoskiego. [W:] Zieliñski A. (red.), Znane fak-ty – nowe interpretacje w geologii i geomorfologii. Inst. Geogr., Uniw. J. Kochanowskiego w Kielcach:65–77.
SO£TYSIK R. 1998 – Analiza profili pod³u¿nych rzek a wspó³czesna aktywnoœæ tektoniczna zachodniej czêœci antyklinorium œwiêtokrzy-skiego. [W:] So³tysik R. red., Konf. „Przemiany œrodowiska geogra-ficznego obszarów górskich w Polsce i jego stan wspó³czesny”, Wólka Milanowska, 26–27.10.1998. Inst. Geogr. WSP, Kielce:88–89. SO£TYSIK R. 2000 – Wp³yw czynnika tektonicznego na formowanie zabagnieñ w strefach przedprze³omowych dolin rzecznych w Górach Œwiêtokrzyskich i ich obrze¿eniu. Pr, Inst. Geogr. WSP w Kielcach, 4: 209–222. SO£TYSIK R. 2002 – Geneza mokrade³ Gór Œwiêtokrzyskich i Niecki Nidziañskiej. Pr. Inst. Geogr. Akad. Œwiêtokrz. w Kielcach, 9: 1–122. STUPNICKA E. 1972 – Tektonika po³udniowo-zachodniego obrze¿e-nia Gór Œwiêtokrzyskich. Biul. Geol. Wydz. Geol. Uniw. Warsz., 14: 21–103. URBAN J. 2012 – Dziedzictwo geologiczne. [W:] Œwiercz A. (red.), Monografia Nadnidziañskiego Parku Krajobrazowego. Uniw. J. Kocha-nowskiego w Kielcach:35–81.
URBAN J., CHWALIK-BOROWIEC A., KASZA A. & GUBA£A J. 2012 – Jaskinie i stanowiska krasowe. [W:] Œwiercz A. (red.), Mono-grafia Nadnidziañskiego Parku Krajobrazowego. Uniw. J. Kochanow-skiego w Kielcach: 82–121.
URBAN J. & RZONCA B. 2009 – Karst systems analyzed using bore-hole logs – Devonian carbonates of the Œwiêtokrzyskie (Holy Cross) Mts., Central Poland. Geomorphology, 112: 27–47.
WRÓBLEWSKI T. 1976 – RzeŸba Gór Œwiêtokrzyskich. Roczn. Œwiê-tokrz. KTN, 5: 9–22.
WRÓBLEWSKI T. 2000 – Ochrona georó¿norodnoœci w regionie œwiêtokrzyskim. Pañstw. Inst. Geol.
ZUCHIEWICZ W., BADURA J. & JAROSIÑSKI M. 2007 – Uwagi o neotektonice Polski – wybrane przyk³ady. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 425: 105–128. Praca wp³ynê³a do redakcji12.07.2013 r.
