Rzeźba strukturalna obszaru Świętokrzyskiego Parku Narodowego

RzeŸba strukturalna obszaru Œwiêtokrzyskiego Parku Narodowego

Adam £ajczak

, Jan Urban

, Zofia R¹czkowska

, Grzegorz Wa³ek

Structural morphology of the area of the Œwiêto-krzyski National Park. Prz. Geol., 68: 102–111; doi: 10.7306/2020.3

A b s t r a c t. The area of the Œwiêtokrzyski National Park is one of the most evident examples of structural morphology in Poland. Its relief is clearly determined by bedrock lithology: the hill ranges are composed of hard quartzitic sandstones of the upper Cambrian (£ysogóry Range) and the Lower Devonian (Klonowskie Range), while the depressions, usually vast and flat-bottomed, are distributed on outcrops of soft, easily weathered and eroded Ordovician and Silurian shales, greywackes and sandstones. The parallel pattern of hill ranges and depressions, as well as a mesh-grid pattern of river valley systems and the antecedent character of river gaps, reflects fold tectonics modified by transverse faults. Such a morphology developed during the Paleogene and Neogene under hot and then warm, gradually cooling climatic condi-tions. In the Pleistocene, principally under the periglacial conditions, block fields (symbols of the Œwiêtokrzyski NP) and crags (crests, table-like forms, cupolas and spurs) were formed. The shape and spatial position of most crags are related to geological structures. Keywords: structural morphology, hill ranges, block fields, crags, Œwiêtokrzyskie (Holy Cross) Mountains

RzeŸba obszaru Œwiêtokrzyskiego Parku Narodowego (ŒPN) i jego najbli¿szego otoczenia od ponad 80 lat stano-wi przedmiot badañ z zakresu geologii i geomorfologii. By³a jedn¹ z istotnych przes³anek przemawiaj¹cych za objêciem tego terenu prawn¹ ochron¹ przyrody (Czarnocki, 1928). Wyniki badañ geomorfologicznych ŒPN s¹ zawarte w licznych publikacjach, w wiêkszoœci odnosz¹cych siê do najwy¿ej wzniesionego obszaru w Parku – £ysogór (Len-cewicz, 1934, 1936, 1957a, b; Klimaszewski, 1958; Klat-ka, 1962, 1965; Rad³owsKlat-ka, 1967, 1968; GilewsKlat-ka, 1972; Wróblewski, 1976; Kowalski, 1995a, b, 2000; Kondracki, 2000). Autorzy dotychczasowych publikacji, dotycz¹cych morfologii obszaru parku, podkreœlaj¹ jej bardzo wyraŸn¹ zale¿noœæ od budowy geologicznej i tektoniki, a wiêc strukturalny typ rzeŸby (Urban, 2014).

Niniejszy artyku³ podsumowuje rezultaty dotychczaso-wych badañ, zosta³ uzupe³niony o wyniki kartowania geo-morfologicznego i terenowych obserwacji autorskich, dokonanych na prze³omie XX i XXI w. oraz w pierwszych kilkunastu latach XXI w. Badania te by³y prowadzone przede wszystkim w ramach przygotowywania (niepubli-kowanych) Operatów Geomorfologicznych Planu Ochrony Œwiêtokrzyskiego Parku Narodowego (R¹czkowska, R¹cz-kowski, 1999; £ajczak, 2014), a tak¿e podczas realizacji projektów badawczych finansowanych przez MNiSW (grant nr 2PO4E04929 dotycz¹cy badañ form ska³kowych w regionie œwiêtokrzyskim – J. Urban). W opracowaniach dotycz¹cych ochrony parku szczególn¹ uwagê zwrócono na zagro¿enia form i procesów geomorfologicznych na terenie ŒPN oraz na rolê antropogenicznych czynników

w kszta³towaniu rzeŸby jego obszaru (co wynika³o bezpo-œrednio z celu powstania opracowañ do Planu Ochrony ŒPN). Aspekty te by³y dot¹d stosunkowo rzadko przed-miotem analiz na tym obszarze. Oprócz prac terenowych, dodatkowym materia³em wykonanym ostatnio w celu bar-dziej precyzyjnego opisu cech morfologii obszaru ŒPN, jest analiza map cyfrowych powierzchni parku oraz prze-krojów poprzecznych przez stoki najwy¿szych pasm wzniesieñ (G. Wa³ek). Wyniki dawnych oraz najnowszych prac badawczych zebrano w zwi¹zku z przygotowywa-niem monografii ŒPN, która ma zostaæ wydana w 70. rocz-nicê jego utworzenia przypadaj¹c¹ w 2020 r.

SYTUACJA GEOLOGICZNA I GEOMORFOLOGICZNA OBSZARU ŒWIÊTKRZYSKIEGO PARKU NARODOWEGO

Obszar Œwiêtokrzyskiego Parku Narodowego jest po-³o¿ony w obrêbie pó³nocnej, ³ysogórskiej czêœci trzonu paleozoicznego Gór Œwiêtokrzyskich (³ysogórska strefa fa³dów – Konon, 2008), który nale¿y do wschodniej czêœci antyklinorium œródpolskiego, zwanej antyklinorium szy-d³owieckim (Karnkowski, 2008; Jarosiñski i in., 2009). Mniej wiêcej wzd³u¿ po³udniowej granicy parku biegnie uskok œwiêtokrzyski – ponadregionalna strefa dyslokacyj-na oddzielaj¹ca czêœci ³ysogórsk¹ i kieleck¹ trzonu pale-ozoicznego, które ró¿ni¹ siê od siebie zarówno histori¹ rozwoju geologicznego (brak lub obecnoœæ utworów, odmienne litologicznie formacje geologiczne), jak i tekto-nik¹. Pod³o¿e parku jest zbudowane z utworów starszego

1

Instytut Geografii, Uniwersytet Pedagogiczny im. Komisji Edukacji Narodowej w Krakowie, ul. Podchor¹¿ych 2, 30-084 Kraków; alajczak@o2.pl

2

Instytut Ochrony Przyrody Polskiej Akademii Nauk, al. Adama Mickiewicza 33, 31-120 Kraków; urban@iop.krakow.pl 3

Zak³ad Badañ Geoœrodowiska, Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania, Polska Akademia Nauk, ul. Œw. Jana 22, 31-018 Kraków; raczk@zg.pan.krakow.pl

4

Instytut Geografii, Uniwersytet Jana Kochanowskiego w Kielcach, ul. Œwiêtokrzyska 15, 25-406 Kielce; grzegorz.walek@gmail.com

paleozoiku: osadowych ska³ kambru górnego (lokalnie s³abo zmetamorfizowanych – Salwa, 2006), ordowiku, syluru oraz dewonu (ryc. 1). Utwory kambryjskie tworz¹ tzw. fa³d ³ysogórski (fa³d £ysicy) – strukturê antyklinaln¹, która w kierunku pó³nocnym przechodzi w synklinê bodzentyñsk¹, zbudowan¹ w strefie osiowej z utworów dewoñskich. Te g³ównie waryscyjskie struktury uleg³y póŸniejszym, alpejskim deformacjom, zaœ czêœæ autorów (Kowalczewski, 2000a, b) dopatruje siê w nich tak¿e kale-doñskich elementów tektonicznych (Czarnocki, 1950, 1957; Filonowicz, 1962, 1966, 1968, 1969; Mastella, Mizerski, 2002; Mizerski, 1991, 2004; Graniczny i in., 2005; Nawrocki i in., 2007; Urban, G¹gol, 2008; Narkie-wicz i in., 2010).

Kambr jest reprezentowany przede wszystkim przez górnokambryjsk¹ formacjê piaskowców z Wiœniówki, zbu-dowan¹ z piaskowców kwarcytowych przewarstwionych pakietami ³upkowymi i piaskowcowo-³upkowymi o ³¹cznej mi¹¿szoœci co najmniej kilkuset metrów (ryc. 2). W pod-³o¿u i nadk³adzie tej formacji wystêpuj¹ utwory ³upkowe i ³upkowo-piaskowcowe, odpowiednio kambru œrodkowe-go i górneœrodkowe-go (Kowalczewski i in., 2006). W dolnej czêœci

profilu ordowiku i syluru, których ³¹czna mi¹¿szoœæ przekracza 1000 m, dominuj¹ utwory ilasto-mu³owcowe, natomiast w górnej jego czêœci znaczny udzia³ maj¹ sza-rog³azy i piaskowce szarog³azowe (Malec, 2006; Trela, 2006). Dewon w granicach ŒPN jest reprezentowany przede wszystkim przez serie piaskowcowe przewarstwione seria-mi ilastyseria-mi, które nale¿¹ do dolnodewoñskich formacji barczañskiej i zagórzañskiej (ryc. 1, 2) (Szulczewski, 1995; Narkiewicz i in., 2006). Otulina ŒPN przekracza uskok œwiêtokrzyski, obejmuj¹c fragment wychodni kieleckiej strefy fa³dów, a tak¿e wkracza miejscami na teren wychod-ni ska³ permskich i triasowych permsko-mezozoicznego obrze¿enia Gór Œwiêtokrzyskich (Czarnocki, 1950; Filo-nowicz, 1962, 1966, 1968, 1969; Walczowski, 1968; Kowalczewski, 2000a, b; Kowalczewski, Kowalski, 2000; Urban, G¹gol, 2008).

W podzia³ach geograficznych ŒPN zajmuje centraln¹ czêœæ Gór Œwiêtokrzyskich, które maj¹ rangê mezoregionu (Solon i in., 2018) (ryc. 1) i których morfologiczn¹ domi-nacj¹ jest Pasmo £ysogórskie o przebiegu WNW–ESE, z kulminacjami w czêœci zachodniej, w masywie £ysicy (Ska³ka Agaty – 613,7 m n.p.m., £ysica – 612,4 m n.p.m.;

Ryc. 1. Œwiêtokrzyski Park Narodowy na tle g³ównych struktur geologicznych oraz geograficznego podzia³u mezoregionu Gór Œwiêtokrzyskich (mapa geologiczna na podstawie: Wróblewskiego, 2000a, zmodyfikowana wg Konona, 2008; pasma wzniesieñ wg Wróblewskiego, 1976; granice mezoregionu wg Solona i in., 2018). Objaœnienia symboli literowych – wa¿niejsze elementy geologiczne w obrêbie i najbli¿szym otoczeniu parku: A – synklina bodzentyñska, B – antyklina ³ysogórska (£ysicy), C – synklinorium kielecko--³agowskie, D – antyklina dymiñska, E – synklina bolechowicka, F – synklina bardziañska, X – uskok œwiêtokrzyski. Objaœnienia symboli cyfrowych – pasma wzniesieñ na terenie parku i w jego najbli¿szym otoczeniu: 1 – Pasmo Sieradowickie, 2 – Pasmo Klonowskie, 3 – Pasmo Bostowskie, 4 – Pasmo Mas³owskie, 5 – Pasmo £ysogórskie, 6 – Pasmo Pokrzywiañskie, 7 – Pasmo Jeleniowskie, 8 – Pasmo Bieliñskie, 9 – Pasmo Zgórskie, 10 – Pasmo Pos³owickie i Dymiñskie, 11 – Pasmo Brzechowskie, 12 – Pasmo Or³owiñskie, 13 – Pasmo Wygie³zowskie, 14 – Pasmo Iwaniskie

Fig. 1. Œwiêtokrzyski National Park against principal elements of geology and the geographical division of the meso-region of the Œwiêtokrzyskie (Holy Cross) Mountains (geological map after Wróblewski, 2000a, modified after Konon, 2008; hill ranges after Wróblewski, 1976; limit of the meso-region after Solon et al., 2018). Explanation of letter symbols – principal tectonic structures of the Park area and its vicinity: A – Bodzentyn Syncline, B – £ysogóry (£ysica) Anticline, C – Kielce-£agów Synclinorium, D – Dyminy Anticline, E – Bolechowice Syncline; F – Bardo Syncline, X – Œwiêtokrzyski Fault. Explanation of number symbols – hill/mountain ranges within the Park area and its vicinity: 1 – Sieradowickie Range, 2 – Klonowskie Range, 3 – Bostowskie Range, 4 – Mas³owskie Range, 5 – £ysogórskie Range, 6 – Jeleniowskie Range, 7 – Bieliñskie Range, 8 – Zgórskie Range, 9 – Pos³owickie and Dymiñskie Range, 10 – Brzechowskie Range, 11 – Or³owiñskie Range, 12 – Wygie³zowskie Range, 13 – Iwaniskie Range

Hajdukiewicz, Romanyszyn, 2017) oraz w czêœci wschod-niej (£ysiec zwany te¿ £ys¹ Gór¹ – 595 m n.p.m.). Wraz z Pasmem Jeleniowskim, stanowi¹cym jego przed³u¿enie ku wschodowi, oraz Pasmem Mas³owskim, czyli prze-d³u¿eniem zachodnim, Pasmo £ysogórskie tworzy Grzbiet G³ówny stanowi¹cy oœ morfologiczn¹ Gór Œwiêtokrzyskich (ryc. 1), zbudowany z górnokambryjskich ska³ formacji piaskowców z Wiœniówki (Gilewska, 1991; Kondracki, 2000; Wróblewski, 2000a). Pasmo £ysogórskie i Pasmo Jeleniowskie spe³niaj¹ kryteria gór niskich, gdy¿ ich wyso-koœæ bezwzglêdna przekracza 500 m n.p.m., zaœ wysowyso-koœæ wzglêdna jest wiêksza od 300 m (Starkel, 1972; Slayma-ker, 2004).

Pasmo £ysogórskie s¹siaduje od pó³nocy z równolegle biegn¹c¹, subsekwentn¹ Dolin¹ Wilkowsk¹ i stanowi¹c¹ jej przed³u¿enie ku wschodowi Dolin¹ Dêbniañsk¹, któ-rych pod³o¿e tworz¹ utwory ordowiku i syluru. Po pó³noc-nej stronie tych dolin wystêpuje Pasmo Klonowskie i dalej ku wschodowi Pasmo Bostowskie i Pasmo Pokrzywiañ-skie, zbudowane z odpornych piaskowców dewoñskich

i uformowane jako zwarte grzbiety lub izolowane pagóry. Od po³udnia do Pasma £ysogórskiego przylega Obni¿enie Kielecko-£agowskie wypreparowane w ska³ach dewoñ-skich i dolnokarboñdewoñ-skich (ryc. 1, 3), gdzie wyró¿nia siê Pasmo Bieliñskie i góra Stru¿na, zbudowane z piaskow-ców dewoñskich, oraz Pasmo Brzechowskie – z wapieni i dolomitów dewoñskich.

Œwiêtokrzyski Park Narodowy obejmuje najwy¿ej wzniesiony fragment Pasma £ysogórskiego zwany £yso-górami (patrz ok³adka tego numeru Przegl¹du

Geologicz-nego), który rozci¹ga siê miêdzy Prze³êcz¹ Krajeñsk¹ na

zachodzie a rzek¹ S³upiank¹ na wschodzie na odcinku 16 km. W granicach ŒPN znajduj¹ siê tak¿e du¿e fragmen-ty Doliny Wilkowskiej i Doliny Dêbniañskiej, wschodnia czêœæ Pasma Klonowskiego oraz niewielkie fragmenty Pasma Pokrzywiañskiego (ryc. 1).

Teren parku i jego otuliny jest na przewa¿aj¹cym obsza-rze wzniesiony w pobsza-rzedziale wysokoœci 250–350 m n.p.m., gdzie dominuj¹ doliny i podnó¿a stoków pasm. Na tym obszarze przewa¿aj¹ spadki terenu mniejsze od 6°. Nachy-lenia terenu wiêksze od 15° s¹ typowe tylko dla pasm twar-dzielowych, wzniesionych powy¿ej 350 m n.p.m. Prawie równole¿nikowy przebieg wzniesieñ i obni¿eñ na obszarze ŒPN i otuliny skutkuje dominacj¹ pó³nocnej i po³udniowej ekspozycji form terenu.

STRUKTURALNE ZA£O¯ENIA G£ÓWNYCH RYSÓW RZEBY

Morfologia obszaru Œwiêtokrzyskiego Parku Narodo-wego i otuliny ma typowe cechy rzeŸby strukturalnej od-zwierciedlaj¹cej budowê geologiczn¹ pod³o¿a. G³ównymi elementami rzeŸby s¹ pasma wzniesieñ wykszta³cone na wychodniach ska³ najbardziej odpornych na denudacjê: górnokambryjskich i dolnodewoñskich piaskowców kwar-cytowych, oraz oddzielaj¹ce je obni¿enia w miejscach wystêpowania ska³ o mniejszej odpornoœci na wietrzenie i erozjê: ordowickich oraz sylurskich ³upków i szaro-g³azów (ryc. 2). Pasma wzniesieñ uk³adaj¹ siê równolegle, rusztowo i maj¹ wyd³u¿enie WNW–ESE, zgodne z prze-biegiem fa³dowych struktur tektonicznych w pod³o¿u oraz warunkowanych nimi wychodni ska³ (ryc. 3) (Rad³owska, 1967, 1968; Gilewska, 1972, 1991; Wróblewski, 1976; Kowalczewski i in., 1989; Kondracki, 2000; Kowalczew-ski, 2000a, b; KowalczewKowalczew-ski, KowalKowalczew-ski, 2000). Taka rzeŸ-ba jest wynikiem selektywnej denudacji w paleogenie oraz neogenie, szybszej na wychodniach ska³, które w warun-kach klimatu gor¹cego i póŸniej ciep³ego, jaki wówczas panowa³ na tym terenie, by³y mniej odporne na wietrzenie i erozjê (Klimaszewski, 1958; Klatka, 1965; Olêdzki, 1976; Kowalski, 1995b, 2000; Urban, 2014).

Pasma na obszarze ŒPN i jego otuliny maj¹ budowê izoklinaln¹, przy czym w £ysogórach upad warstw jest wiêkszy ni¿ nachylenie stoków, natomiast w przypadku Pasma Klonowskiego upad warstw jest bardzo zbli¿ony do nachylenia pó³nocnego stoku pasma (Kowalczewski i in., 1989; Kowalski, 2000; Kowalczewski, 2000a, b; Kowal-czewski, Kowalski, 2000). Stoki obu pasm o ekspozycji NNE s¹ bardziej strome ni¿ stoki po³udniowe (SSW) (ryc. 4). Te ostatnie s¹ g³êbiej rozcz³onkowane niszami Ÿród³owymi. Na po³udniowym stoku £ysogór lokalnie jest uformowany wyraŸny za³om (sp³aszczenie), miejscami przechodz¹cy w osobny równoleg³y grzbiet lub lokalne kulminacje (ryc. 3). Na tym stoku wystêpuj¹ tak¿e zestromienia o zró¿nicowa-nej wysokoœci wzglêdzró¿nicowa-nej, których genezê t³umaczy siê

tek-Ryc. 2. Schematyczny profil litostratygraficzny ilustruj¹cy zró¿ni-cowanie odpornoœci poszczególnych jednostek litostratygraficznych na obszarze ŒPN i otuliny (wg Filonowicza, 1962, 1966 oraz opisów w: Kowalczewski i in., 2006; Trela, 2006; Narkiewicz i in., 2006)

Fig. 2. Schematic litostratigraphic sequence illustrating differen-tiation of hardness of particular litostratigraphic units within the area of the ŒNP (after Filonowicz, 1962, 1966 and descriptions in Kowalczewski et al., 2006; Trela, 2006; Narkiewicz et al., 2006)

Ryc. 3. Mapa geomorfologiczna Œwiêtokrzyskiego Parku Narodowego Fig. 3. Geomorphological map of the Œwiêtokrzyski National Park

Ryc. 4. Morfologiczne profile poprzeczne £ysogór i Pasma Klonowskiego. A – profile poprzeczne przez g³ówne szczyty £ysogór; B – œrednie nachylenie stoków w 50-metrowych interwa³ach wysokoœciowych na pó³nocnym i po³udniowym stoku £ysicy; C – profile poprzeczne przez g³ówne szczyty Pasma Klonowskiego; D – œrednie nachylenie stoków w 50-metrowych interwa³ach wysokoœciowych na pó³nocnym i po³udniowym stoku Bukowej Góry

Fig. 4. Morphological cross-sections of the £ysogóry Range and the Klonowskie Range. A – transverse profiles through the main peaks of the £ysogóry Range; B – mean slope inclination at 50 m elevation intervals on the northern and southern slopes of £ysica; C – transverse profiles through the main peaks of the Klonowskie Range; D – mean slope inclination at 50 m elevation intervals on the northern and southern slopes of Bukowa Góra

tonicznym przesuniêciem wychodni serii piaskowców. Pasy zestromieñ i sp³aszczeñ obserwuje siê tak¿e na pó³nocnym stoku £ysogór. Takie zró¿nicowanie profilu stoków t³umaczy siê uwarunkowaniami strukturalnymi, czyli obecnoœci¹ w pod³o¿u s¹siaduj¹cych z sob¹ wychod-ni mwychod-niej i bardziej odpornych serii piaskowcowych, pia-skowcowo-³upkowych i ³upkowych. Z kolei studium rzeŸby Pasma Klonowskiego sugeruje paleogeograficzne uwarunkowania sp³aszczeñ na po³udniowym stoku pasma – ich zwi¹zek z etapami wznoszenia i stabilizacji tekto-nicznej tego elementu rzeŸby w kenozoiku (Klatka, 1962; Kowalski, Jaœkowski, 1986; Kowalczewski i in., 1989, 2000; Kowalczewski, 2000a, b).

Œrednie nachylenia pó³nocnego sk³onu £ysogór w pro-filu £ysicy zwiêkszaj¹ siê ze wzrostem wysokoœci od 10° – w obrêbie podnó¿y, do 13° w œrodkowej czêœci stoku i do 19° (lokalnie do 30°) w jego górnych partiach. Nachylenia po³udniowego sk³onu tego pasma s¹ mniejsze i wynosz¹ odpowiednio: 7, 8 i 12° (maksymalnie 25°). Nachylenia stoków Pasma Klonowskiego w profilu Bukowej Góry w przypadku sk³onu pó³nocnego wzrastaj¹ od 9° w obrêbie podnó¿y do 18° (lokalnie do 25°) w górnej czêœci stoku, a w przypadku sk³onu po³udniowego wynosz¹ odpowied-nio 5 i 8° (do 13°) (ryc. 4).

Ró¿nice miêdzy ukszta³towaniem pó³nocnego i po³ud-niowego sk³onu £ysogór, a tak¿e Pasma Klonowskiego, wyra¿ono za pomoc¹ krêtoœci poziomic. Prostolinijny prze-bieg poziomic na stoku pozbawionym nisz czy za³omów innej genezy wyra¿ono wartoœci¹ 1,0 (iloraz d³ugoœci po-ziomicy i odcinka ³¹cz¹cego skrajne punkty popo-ziomicy). Im wiêksza wartoœæ ilorazu tym przebieg poziomicy jest bardziej krêty (ryc. 5). Na pó³nocnym sk³onie £ysogór, o kierunku nachylenia zgodnym z upadem warstw pias-kowców kambryjskich, gdzie brak jest wklês³ych form terenu, kolejne poziomice (co 50 m) od 300 do 550 m n.p.m. maj¹ krêtoœæ zmieniaj¹c¹ siê tylko w zakresie od 1,25 do prawie 1,00. Na po³udniowym sk³onie, gdzie w profilu wysokoœciowym ods³aniaj¹ siê warstwy skalne o zró¿-nicowanej odpornoœci i s¹ uformowane g³êbokie nisze oraz lokalnie sp³aszczenia stokowe, w tym samym przedziale wysokoœci n.p.m. krêtoœæ poziomic jest znacznie wiêksza i mieœci siê w przedziale 1,60–1,20. Podobne prawid³owoœci stwierdzono na pó³nocnym i po³udniowym sk³onie wschod-niej czêœci Pasma Klonowskiego (w strefie wysokoœci 300–450 m n.p.m.), gdzie krêtoœæ poziomic zawiera siê wprzedzia³ach 1,25–1,15 dla stoku pó³nocnego i 1,40–1,10 dla po³udniowego.

Miêdzy £ysogórami na po³udniu a Pasmem Klonowskim na pó³nocy w kierunku WNW–ESE rozci¹ga siê Dolina Wilkowska, po³o¿ona na wysokoœci ok. 290–340 m n.p.m., której szerokoœæ wynosi od 3 do 5 km. Kontynuacj¹ tej doliny w kierunku wschodnim jest, le¿¹ca ok. 50 m ni¿ej, Dolina Dêbniañska o takim samym przebiegu i zbli¿onej szerokoœci, po³o¿ona miêdzy £ysogórami na po³udniu a gór¹ Psarsk¹ i Pasmem Bostowskim na pó³nocy (ryc. 3). Obie doliny s¹ wyciête w ³upkach i s³abo zwiêz³ych sza-rog³azach sylurskich dlatego ich dna maj¹ monotonn¹ rzeŸ-bê z nachyleniami terenu najczêœciej mniejszymi od 1°. Taka rzeŸba sprzyja powstawaniu terenów podmok³ych – Dolinê Wilkowsk¹ od Doliny Dêbniañskiej oddziela po³udnikowo biegn¹cy dzia³ wodny miêdzy zlewniami Lubrzanki i Pokrzywianki, w najni¿szym po³o¿eniu topo-graficznym trudno zauwa¿alny na p³askim, miejscami

pod-mok³ym terenie (Mokry Bór) (R¹czkowska, R¹czkowski, 1999; £ajczak, 2014).

ROLA TEKTONIKI W ZRÓ¯NICOWANIU WYSOKOŒCI WZGLÊDNYCH I W PRZEBIEGU GRZBIETÓW

Oprócz elementu litologicznego, czynnikiem zwiêk-szaj¹cym ró¿nice wysokoœciowe pomiêdzy wyniesionymi i obni¿onymi elementami terenu mog³y byæ równie¿ piono-we ruchy tektoniczne w erze kenozoicznej, które powodo-wa³y wynoszenie lub obni¿anie poszczególnych ele-mentów (bloków tektonicznych) trzonu paleozoicznego. Takim elementem wynoszonym w tym czasie by³ prawdo-podobnie fa³d ³ysogórski i po³udniowa czêœæ synkliny bodzentyñskiej, czyli obszar po³o¿ony w granicach ŒPN z najwy¿szymi twardzielcowymi pasmami: £ysogórami i Pasmem Klonowskim (Kowalczewski, Kowalski, 2000; Kowalski, 1995a, b, 2000).

Efekty poziomych przemieszczeñ mas skalnych s¹ wi-doczne w przebiegu pasm wzniesieñ. Stanowi¹ce wschod-ni¹ czêœæ Pasma Klonowskiego odosobnione masywy góry Psarskiej i Miejskiej Góry (ryc. 3) zosta³y odseparowane

Ryc. 5. Krêtoœæ poziomic (co 50 m) na pó³nocnym i po³udniowym sk³onie £ysogór (£ysica) oraz wschodniej czêœci Pasma Klo-nowskiego (Bukowa Góra)

Fig. 5. Sinuosity of contour lines (every 50 m) on the northern and southern slopes of the £ysogóry Range (£ysica Mt.) and the eastern part of the Klonowskie Range (Bukowa Mt.)

od g³ównego pasma jako bloki tektoniczne, które, ulegaj¹c poziomym przesuniêciom wzd³u¿ uskoków przecinaj¹cych poprzecznie struktury fa³dowe paleozoiku œwiêtokrzyskie-go w kierunku po³udniowym, zosta³y morfologicznie ufor-mowane w obecnej postaci izolowanych wzniesieñ (Kowalski, 2000a, b). Podobnie zosta³ ukszta³towany skrajnie zachodni odcinek Pasma Pokrzywiañskiego, który tworzy izolowan¹ górê Che³mow¹. Wymienione izolowa-ne masywy maj¹ budowê zbli¿on¹ do Pasma Klonowskie-go, lecz na obszarze ich wystêpowania dolnodewoñskie serie piaskowcowe i piaskowcowo-³upkowe po³udniowe-go skrzyd³a synkliny bodzentyñskiej s¹ zapewne pociête gêstsz¹ sieci¹ uskoków, wzd³u¿ których nast¹pi³o rozcz³on-kowanie Pasma Klonowskiego. W kierunku po³udniowym zosta³o tak¿e przesuniête, w stosunku do £ysogór, Pasmo Jeleniowskie wystêpuj¹ce ju¿ poza otulin¹ Œwiêtokrzy-skiego Parku Narodowego.

Badania geologiczne (m.in. geofizyczne) wykazuj¹, ¿e zró¿nicowanie wysokoœciowe – falistoœæ osi grzbietów £ysogór i Pasma Klonowskiego – zosta³o spowodowane obecnoœci¹ poprzecznych uskoków, na których uformo-wa³y siê prze³êcze. W takich miejscach szybsza dezinte-gracja odpornych piaskowców kambryjskich doprowa-dzi³a do lokalnego obni¿enia osi grzbietów (Kowalczewski i in., 1989; Kowalski, 2000).

STRUKTURA POD£O¯A

A ROZMIESZCZENIE GO£OBORZY I OSUWISK

Specyfik¹ £ysogór i swoistym symbolem Œwiêtokrzy-skiego Parku Narodowego s¹ go³oborza (ryc. 3) – pokrywy blokowe utworzone na stokach i grzbiecie pasma w warun-kach klimatu peryglacjalnego ostatniego glacja³u i do tej pory nie pokryte roœlinnoœci¹ (Kotañski, 1959; Klatka, 1962). Wiêksz¹ jednorodnoœci¹ litologiczn¹ pó³nocnego stoku £ysogór (rzadszym spêkaniem i wiêksz¹ gruboœci¹ ³awic) mo¿na t³umaczyæ wiêkszy zasiêg go³oborzy na tym stoku, w stosunku do stoku po³udniowego, aczkolwiek w holocenie istotnym czynnikiem warunkuj¹cym ich zanik i – tym samym – zmieniaj¹cym ich udzia³ na stokach po³udniowych i pó³nocnych, sta³y siê warunki mikroklima-tyczne determinowane przez ekspozycjê (Kobendza, 1939; Huruk, 1986). Morfologia pól go³oborzy, a zw³aszcza roz-miary jêzorów gruzowych, wskazuj¹ na wiêksz¹ dynamikê blokowisk w okresie ich formowania na pó³nocnym sk³o-nie £ysogór. Zdask³o-niem sk³o-niektórych badaczy jêzory gruzowe wystêpuj¹ce poni¿ej blokowisk nasz¹ cechy strukturalne, które mog¹ wskazywaæ na ich wspó³czesny ruch (Jaœkow-ski i in., 2002).

Rozmieszczenie pól go³oborzy w £ysogórach jest t³umaczone obecnoœci¹ poprzecznych uskoków w kam-bryjskich piaskowcach kwarcytowych, gdzie mia³a zacho-dziæ lokalnie szybsza ich dezintegracja, przy czym efekty tego procesu s¹ odmiennie interpretowane przez ró¿nych autorów. Zdaniem £yczewskiej (1972) oraz Kowalskiego (2000) obecnoœæ uskoków oraz – przede wszystkim – ruchów neotektonicznych na liniach tych uskoków przyczyni³a siê i nadal przyczynia do rozwoju pól go³oborzy, podczas gdy Sedlak (1964) uwa¿a³, ¿e go³oborza w £ysogórach s¹ naj-lepiej rozwiniête w³aœnie poza strefami tektonicznymi, bowiem w obrêbie tych stref piaskowce s¹ zbyt silnie spê-kane, by tworzyæ pokrywy blokowe.

Do innych ruchów masowych, modeluj¹cych stoki pasm na obszarze ŒPN, nale¿y osuwanie pakietów skalnych,

które ogranicza siê tylko do nielicznych i niewielkich obszarów na pó³nocnym sk³onie Pasma Klonowskiego. Osuwiska konsekwentne warstwowe (zeœlizgowe) wystê-puj¹ na pó³nocnych stokach Bukowej Góry, Psarskiej Góry i Miejskiej Góry. Ich powstanie mo¿na t³umaczyæ bardzo ³atwym zeœlizgiem warstw skalnych w sytuacji, gdy powierzchnia poœlizgu jest równoleg³a do powierzchni sto-ku (R¹czkowska, R¹czkowski, 1999; £ajczak, 2014).

SKA£KI I JASKINIE

Ska³ki nale¿¹ do najciekawszych i najbardziej repre-zentatywnych form rzeŸby terenu na obszarze ŒPN i od dawna by³y opisywane w publikacjach krajoznawczych lub postuluj¹cych ochronê prawn¹ tego terenu (Massalski, 1927, 1951, 1967; Czarnocki, 1928, 1932; Kotañski, 1959; Rozborski, 2009), jednak rzadko stanowi³y przedmiot badañ i obserwacji naukowych (Klatka, 1962; Urban, 2016; Urban, Górnik, 2017). Ska³ki wystêpuj¹ce na terenie parku s¹ zbudowane z górnokambryjskich piaskowców kwarcytowych formacji z Wiœniówki oraz dolnodewoñ-skich piaskowców formacji zagórzañskiej i s¹ najczêœciej zlokalizowane w grzbietowych partiach £ysogór oraz Pasma Klonowskiego (ryc. 3). Osi¹gaj¹ wysokoœæ od kilku do kil-kunastu metrów i maj¹ kszta³ty nieregularnych kopu³, grzêd skalnych, ostróg lub pochylonych sto³ów skalnych, rzadziej ambon czy platform. Formy te s¹ efektem plejsto-ceñskich procesów peryglacjalnych, które spowodowa³y szybkie usuwanie materia³u zwietrzelinowego i ods³ania-nie powierzchni zwiêz³ych ska³ podczwartorzêdowego pod³o¿a (Urban, 2016).

Ska³ki grzbietowe i przygrzbietowe w wiêkszoœci re-prezentuj¹ strukturalne elementy rzeŸby, bowiem ich powsta-nie by³o warunkowane budow¹ geologiczn¹. Najbardziej charakterystycznymi formami strukturalnymi s¹ grzêdy skalne Agaty i Widnej Ska³ki na grzbiecie £ysogór, a tak¿e œciana i grzêda skalna na bocznym grzbiecie Che³mca (na po³udnie od £yœca – £ysej Góry), które stanowi¹ wy-chodnie kilku twardzielcowych, najbardziej–odpornych na wietrzenie ³awic skalnych w obrêbie serii piaskowcowej tworz¹cej grzbiet. Maj¹ wiêc wyd³u¿enie dok³adnie takie same, jak rozci¹g³oœæ warstw (ryc. 6), zaœ jedn¹ z powierzchni bocznych grzêd tworz¹ powierzchnie ³awic, podczas gdy druga jest wyciêta wzd³u¿ powierzchni ciosowych. Jednak powierzchnie ciosowe tylko w pojedynczych przypadkach (Agata – ryc. 6B) maj¹ kierunki zgodne z kierunkiem ci¹g³oœci ska³ek, zazwyczaj zaœ biegn¹ skoœnie do roz-ci¹g³oœci grzbietu (ryc. 6D–G). Podobnie dwie przywierz-chowinowo-stokowe grupy ska³kowe, zbudowane z piask-owców dolnodewoñskich – ska³ki na Bukowej Górze oraz na Górze Miejskiej – reprezentuj¹ wychodnie najbardziej odpornych na denudacjê ³awic, wyciêtych wzd³u¿ powierzchni strukturalnych (ciosowych). Powierzchnie stropowe tych ³awic stanowi¹ powierzchnie górne sto³ów i platform skalnych, pochylonych zgodnie z nachyleniem stoku, podczas gdy powierzchnie boczne s¹ wyciête wzd³u¿ p³aszczyzn ciosowych (ryc. 7A–D). Ró¿nice wykszta³cenia i sytuacji przestrzennej ska³ek kambryjskich i dewoñskich (porównaj ryc. 6A, C oraz 7A, B, D) wynikaj¹ z odmiennej litologii piaskowców oraz ich ró¿nic struktu-ralnych. Piaskowce dewoñskie, wystêpuj¹ce w grubszych ³awicach oraz wykazuj¹ce rzadsze spêkanie ciosowe, mog¹ tworzyæ du¿e, stabilne sto³y skalne na stokach górskich. Natomiast podobne formy, utworzone z gêsto spêkanych

Ryc. 6. Uwarunkowania strukturalne ska³ek na grzbiecie £ysogór. A – profil morfologiczny ska³ki Agaty wzd³u¿ linii o azymucie 25–205° (szary pasek oznacza wystêpowanie gleby); B – diagram konturowy ciosu i u³awicenia w obrêbie Agaty (odzwierciedlenie na p³aszczyznê poziom¹ przeciêæ linii normalnych do mierzonych powierzchni z pó³kul¹ górn¹) z oznaczeniem iloœci pomiarów (76) oraz odleg³oœci izolinii (ok. 5%), U – u³awicenie; C – grzêda skalna Agaty widziana od strony wschodniej (fot. J. Urban); D – diagram kon-turowy ciosu i u³awicenia w obrêbie Bia³ej Ska³ki (oznaczenia jak na ryc. B); E – diagram konkon-turowy ciosu i u³awicenia w obrêbie Widnej Ska³ki (oznaczenia jak na ryc. B); F i G – diagramy konturowe ciosu i u³awicenia w obrêbie ska³ek na Che³mcu (oznaczenia jak na ryc. B) Fig. 6. Structural constraints of crags within the £ysogóry ridge. A – morphological profile along the azimuth direction of 25–205° (grey belt is soil); B – contour diagram of joints and bedding planes in the Agata rock crest (projection of normals to measured planes on the upper hemisphere reflected on horizontal surface) with number of measurements (76) and isoline density (about 5%), U – spatial situ-ation of bedding planes; C – Agata rock crest visible from the east (photo by J. Urban); D – contour diagram of joints and bedding planes in the Bia³a Ska³ka crag (symbols as in Fig. B); E – contour diagram of joints and bedding planes in the Widna Ska³ka crag (symbols as in Fig. B); F and G – contour diagrams of joints and bedding planes in the Che³miec crags (symbols as in Fig. B)

Ryc. 7. Uwarunkowania strukturalne ska³ek zbudowanych z piaskowców dolnodewoñskich. A – plan ska³ek na Górze Miejskiej; nazwy obiektów jaskiniowych: a – Podgórski Schron, b – Miejski Schron, c – Szczelina Bodzentyñska; B – profil morfologiczny ska³ek na Górze Miejskiej wzd³u¿ linii zaznaczonej na planie A (oznaczenia jak na ryc. 6); C – diagram konturowy ciosu i u³awicenia ska³ek na Górze Miejskiej (konstrukcja i oznaczenia jak na ryc. 6); D – pochylony stó³ skalny ze wschodnim otworem Szczeliny Bodzentyñskiej rozwartym w rezultacie grawitacyjnego przesuniêcia ³awic (fot. J. Urban); E i F – diagramy konturowe ciosu i u³awicenia w ska³kach na Bukowej Górze (oznaczenia jak na ryc. C)

Fig. 7. Structural constraints on crags built of Lower Devonian sandstones. A – map of crags at the Góra Miejska site; names of caves: a – Podgórski Schron, b – Miejski Schron, c – Szczelina Bodzentyñska; B – morphological profile along the line shown on the map (Fig. A) (symbols – see Fig. 6); C – contour diagram of joints and bedding planes in crags at the Góra Miejska site (construction and symbols the same as in Fig. 6); D – tilted rock table with the eastern entrance of Szczelina Bodzentyñska cave widened due to gravity-induced shift of rock beds; E and F – contour diagrams of joints and bedding planes at the Bukowa Góra site (symbols as in Fig. C)

i cienko³awicowych piaskowców kambryjskich, ulega³y szybkiej dezintegracji, w zwi¹zku z czym formy ska³kowe o kszta³cie grzêd utrzyma³y siê jedynie na sp³aszczonych grzbietach (Urban, 2016).

Strukturalne s¹ równie¿, bo wyciête wzd³u¿ powierzch-ni ciosowych, dwa z trzech powierzch-niewielkich obiektów jaskipowierzch-nio- jaskinio-wych w ska³kach na Górze Miejskiej: Szczelina Bodzen-tyñska (d³ugoœci 6 m) i Podgórski Okap (5 m) (ryc. 7A). Zw³aszcza ta pierwsza jaskinia, bêd¹ca w czêœci szczelin¹ poszerzon¹ grawitacyjnie, w czêœci zaœ – szczelin¹ wie-trzeniow¹, jest wyraŸnie warunkowana kierunkami cioso-wymi w piaskowcach (Urban, Kasza, 2009).

Za formy uwarunkowane strukturalnie mo¿na uznaæ równie¿ skaln¹ kulminacjê £ysicy oraz nieodleg³¹ Bia³¹ Ska³kê (ryc. 6D), które stanowi¹ rozcz³onkowane kopu³y skalne wieñcz¹ce grzbiet £ysogór. W tym przypadku struk-turalne uwarunkowania ma ich lokalizacja na grzbiecie, który jest wychodni¹ najodporniejszej serii piaskowcowej w obrêbie górnokambryjskiej formacji z Wiœniówki, nato-miast kszta³t ska³ek, który jest generalne owalny i w niedu-¿ym stopniu nawi¹zuje do rozci¹g³oœci warstw. Niewielki zwi¹zek pomiêdzy litologi¹ i po³o¿eniem przestrzennym warstw a wykszta³ceniem form rzeŸby jest widoczny w przypadku grupy niewielkich ambon i sto³ów (w tym licz-nych bloków) skallicz-nych na £yœcu, a tak¿e dwu grup grzêd i ostróg skalnych w najni¿szej czêœci stoku £yœca (£ysej Góry) w S³upi Nowej, po po³udniowej i pó³nocnej stronie drogi ze S³upi na Œwiêty Krzy¿. We wszystkich tych przy-padkach ska³ki stanowi¹ twardzielcowe elementy rzeŸby, ale ich zale¿noœæ od litologii oraz innych struktur (ciosu) jest trudna do ustalenia przy braku ods³oniêæ s¹siednich warstw. W ich przypadku znaczenie mog³o mieæ natomiast antropogeniczne ods³anianie spowodowane dawn¹, wspó³-czeœnie trudno ju¿ czyteln¹, eksploatacj¹ piaskowców.

PRZE£OMY

Obni¿enia po obu stronach £ysogór i Kraiñskiego Grzbietu ³¹cz¹ prze³omy rzeczne: Lubrzanki (Kowalski, 1988) oraz S³upianki, których przebieg nawi¹zuje do usko-ków tektonicznych. Te prze³omy stanowi¹ element cha-rakterystycznego dla omawianego obszaru, kratowego systemu sieci dolinnej, którego rozwój nastêpowa³ wraz z formowaniem rzeŸby rusztowej grzbietów. Kowalski (1988) wyró¿ni³ dwa etapy formowania prze³omu Lubrzan-ki – starszy w neogenie, w którym dominowa³a epigeneza oraz m³odszy z dominacj¹ antecedencji. Od pocz¹tku for-mowania prze³omu g³ówny grzbiet Gór Œwiêtokrzyskich by³ poprzecznie rozcinany wzd³u¿ uskoku maj¹cego naj-pewniej waryscyjskie jeszcze za³o¿enia, ale odm³odzone-go podczas ruchów alpejskich. Umo¿liwi³o to ukierun-kowanie odp³ywu z pó³nocnego podnó¿a £ysogór na po³udnie.

Z kolei uformowanie prze³omu S³upianki, rozwiniête-go wzd³u¿ uskoku poprzecznerozwiniête-go, gdzie nast¹pi³o przesu-niêcie na po³udnie Pasma Jeleniowskiego w stosunku do £ysogór (Kowalski, 2000), umo¿liwi³o odp³yw wód z po-³udniowego podnó¿a tych pasm w kierunku pó³nocnym. Przyczyny tych ró¿nokierunkowych drena¿y wód w prze-³omach zlokalizowanych po obu stronach £ysogór nie zosta³y dot¹d wyjaœnione.

PODSUMOWANIE I WNIOSKI

W dotychczasowych badaniach nad rzeŸb¹ strukturaln¹ obszaru Œwiêtokrzyskiego Parku Narodowego i jego otuliny uwaga by³a skierowana g³ównie na relacje miêdzy litologi¹ pod³o¿a a wykszta³ceniem g³ównych elementów rzeŸby tego obszaru. Bardzo wyraŸne litologiczne uwarunkowa-nie przebiegu grzbietów i obni¿eñ uwarunkowa-nie wyklucza jednak, zdaniem niektórych badaczy (Kowalski, 1988, 2000), wp³y-wu paleogeñskiej i neogeñskiej tektoniki na wzajemne po-³o¿enie hipsometryczne du¿ych stref synklinalnych i anty-klinalnych. Ponadto wykazano wp³yw uskoków na przebieg grzbietów i dolin (Kowalski, 1995a, 2000; Studencki, 1995), a tak¿e na deniwelacje w obrêbie osi grzbietów Pasma Klo-nowskiego i £ysogór. Zwracano równie¿ uwagê na wp³yw drobnych struktur tektonicznych na ukszta³towanie stoków (Kowalczewski i in., 1989; Kowalczewski, Kowalski, 2000; Kowalski, 1995b, 2000). Kowalski (2000) zasugerowa³ neotektoniczn¹ przebudowê rzeŸby w centralnej czêœci re-gionu œwiêtokrzyskiego, w nawi¹zaniu do zró¿nicowanej odpornoœci ska³ pod³o¿a. Przedstawi³ tak¿e strukturalnie uwarunkowany schemat rozwoju prze³omu rzeki Lubrzan-ki w £ysogórach (KowalsLubrzan-ki, 1988).

Strukturalnoœæ elementów rzeŸby ni¿szego rzêdu jest ró¿na i ró¿nie interpretowana. £ysogórskie go³oborza (i zaroœniête ju¿ pola i jêzory blokowiskowe) utworzy³y siê na wychodniach serii piaskowcowych, jednak peryglacjal-ne procesy stokowe spowodowa³y ich rozprzestrzenienie, rozmywaj¹c cechy strukturalne, natomiast zwi¹zek tych zjawisk z tektonik¹ nieci¹g³¹ jest interpretowany odmien-nie przez ró¿nych autorów. Formy ska³kowe, które ze swej natury maj¹ litologiczne uwarunkowania, w wiêkszoœci – ale nie wszystkie – odzwierciedlaj¹ tak¿e inne cechy struk-turalne geologicznego pod³o¿a.

W œwietle dotychczasowej wiedzy, dotycz¹cej struktu-ralnych uwarunkowañ rzeŸby obszaru Œwiêtokrzyskiego Parku Narodowego i otuliny, pozostaje otwarte pytanie odnosz¹ce siê do oceny czasoprzestrzennej roli struktury geologicznej w rozwoju rzeŸby parku, zw³aszcza w odnie-sieniu do jej formowania podczas zlodowaceñ plejstoce-ñskich. Dotyczy to szczególnie przekszta³ceñ g³ównych elementów rzeŸby w wyniku ruchów tektonicznych. Mo¿liwoœæ tak¹ stwarza wykorzystanie NMT (Numerycz-ny Model Terenu) o du¿ej rozdzielczoœci do analiz morfo-strukturalnych rzeŸby ŒPN.

LITERATURA

CZARNOCKI J. 1928 – Rezerwat w Górach Œwiêtokrzyskich ze stano-wiska potrzeb geologii. Zabytki Przyrody Nieo¿ywionej Ziem Rzeczpo-spolitej Polskiej, 1: 30–44.

CZARNOCKI J. 1932 – Mniej znane zabytki geologiczne Gór Œwiêto-krzyskich. Ochrona Przyrody, 12: 74–81.

CZARNOCKI J. 1950 – Geologia regionu ³ysogórskiego w zwi¹zku z zagadnieniem z³o¿a rud ¿elaza w Rudkach. Pr. Pañstw. Inst. Geol. CZARNOCKI J. 1957 – Prace geologiczne. T. II, Geologia regionu ³ysogórskiego. Stratygrafia i tektonika Gór Œwiêtokrzyskich, z. 1. Inst. Geol., Prace - XVIII.

FILONOWICZ P. 1962 – Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1 : 50 000, ark. Bodzentyn. Wyd. Geol., Warszawa.

FILONOWICZ P. 1966 – Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1 : 50 000, ark. Nowa S³upia. Wyd. Geol., Warszawa.

FILONOWICZ P. 1968 – Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geolo-gicznej Polski 1 : 50 000, ark. Nowa S³upia. Wyd. Geol., Warszawa. FILONOWICZ P. 1969 – Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geolo-gicznej Polski 1 : 50 000, ark. Bodzentyn. Wyd. Geol., Warszawa.

GILEWSKA S. 1972 – Wy¿yny Œl¹sko-Ma³opolskie. [W:] Klimaszewski A. (red.), Geomorfologia Polski, t. I Polska Po³udniowa. Góry i Wy¿yny. Wyd. Nauk. PWN, 232–239.

GILEWSKA S. 1991 – RzeŸba. [W:] Starkel L. (red.), Geografia Polski. Œrodowisko przyrodnicze. PWN, 248–296.

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 (10/2): 949–955.

HAJDUKIEWICZ M., ROMANYSHYN I. 2017 – Oszacowanie dok³ad-noœci punktów wysokoœciowych na NMT masywu £ysicy z pomiarów ALS. Structure and Environ., 9 (2): 125–132.

HURUK S. 1986 – Go³oborza Œwiêtokrzyskiego Parku Narodowego. Chroñmy Przyr. Ojcz., 46 (1): 14–22.

JAROSIÑSKI M., POPRAWA P., ZIEGLER P. 2009 – Cenozoic dynamic evolution of the Polish Platform. Geol. Quart., 53 (1): 3–26.

JAŒKOWSKI B., KOWALSKI B., SO£TYSIK R. 2002 – Geneza i wiek pokryw wietrzeniowych na stokach £ysej Góry w Górach Œwiêtokrzy-skich. Pr. Inst. Geogr. AŒ w Kielcach, 8: 107–138.

KARNKOWSKI P.H. 2008 – Regionalizacja tektoniczna Polski – Ni¿ Polski. Prz. Geol., 56 (10): 895–903.

KLATKA T. 1962 – Geneza i wiek go³oborzy ³ysogórskich. Acta Geogr. Lodziendzia, 12.

KLATKA T. 1965 – Geomorfologia Gór Œwiêtokrzyskich. Roczn. Glebo-znaw., 15, dodatek: 129–162.

KLIMASZEWSKI M. 1958 – Rozwój geomorfologiczny terytorium Pol-ski w okresie przedczwartorzêdowym. Prz. Geogr., 30 (1): 3–43. KOBENDZA R. 1939 – Go³oborza i ich stosunek do lasu w Górach Œwiê-tokrzyskich. Instytut Badawczy Lasów Pañstwowych, Rozprawy i Spra-wozdania, seria A, 43.

KONDRACKI J. 2000 – Geografia regionalna Polski. Wyd. 2 poprawio-ne, PWN, Warszawa.

KONON A. 2008 – Regionalizacja tektoniczna Polski – Góry Œwiêto-krzyskie i regiony przyleg³e. Prz. Geol., 56 (10): 921–926.

KOTAÑSKI Z. 1959 – £ysogóry. [W:] Przewodnik geologiczny po Gór-ach Œwiêtokrzyskich, t. 2. Wyd. Geol., Warszawa: 341–360.

KOWALCZEWSKI Z. 2000a – Litostratygrafia, paleogeografia, facje i tektonika kambru œwiêtokrzyskiego (zagadnienia podstawowe i stan znajomoœci). Pr. Inst. Geogr. WSP w Kielcach, 4: 7–66.

KOWALCZEWSKI Z. 2000b – Wybrane problemy geologii Pasma G³ównego Gór Œwiêtokrzyskich w œwietle badan geofizycznych. Posie-dzenia Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 56: 138–141.

KOWALCZEWSKI Z., KOWALSKI B. 2000 - Zarys budowy geologicznej. [W:] Cieœliñski S., Kowalkowski A. (red.), Monografia Œwiêtokrzyskie-go Parku NarodoweŒwiêtokrzyskie-go. ŒPN, Bodzentyn-Kraków: 51–100.

KOWALCZEWSKI Z., KOWALSKI B., JANIEC J. 1989 – Wp³yw budowy geologicznej na rzeŸbê Pasma Klonowskiego. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 362: 65–95.

KOWALCZEWSKI Z., ROMANEK A., STUDENCKI M. 2000 – Mapa geologiczna odkryta paleozoiku Gór Œwiêtokrzyskich 1 : 200 000 (mat. niepubl.). Pañstw. Inst. Geol., Oddzia³ Œwiêtokrzyski w Kielcach. KOWALCZEWSKI Z., ¯YLIÑSKA A., SZCZEPANIK Z. 2006 – Kambr w Górach Œwiêtokrzyskich. [W:] Skompski S., ¯yliñska A. (red.), LXXVII Zjazd Naukowy PTG, Ameliówka k. Kielc 28–30 czerwca 2006, „Procesy i zdarzenia w historii geologicznej Gór Œwiêtokrzyskich”. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa: 4–27.

KOWALSKI B. 1988 – Warunki powstania i rozwój prze³omowego odcinka doliny Lubrzanki przez g³ówne pasmo Gór Œwiêtokrzyskich w trzeciorzêdzie. Prz. Geogr., 60 (3): 329–351.

KOWALSKI B. 1995a – Przejawy m³odej aktywnoœci tektonicznej w Dolinie Kielecko-£agowskiej w Górach Œwiêtokrzyskich i jej wp³yw na uk³ad sieci wodnej. Prz. Geol., 43 (4): 307–316.

KOWALSKI B. 1995b – Wp³yw m³odych ruchów tektonicznych na odkszta³cenia paleogeñskiej powierzchni zrównania w Górach Œwiêto-krzyskich. [W:] Materia³y II Zjazdu Geomorfologów Polskich w Sosnowcu. Wyd. UŒ, Sosnowiec: 39–41.

KOWALSKI B. 2000 – RzeŸba. [W:] Cieœliñski S., Kowalkowski A. (red.), Monografia Œwiêtokrzyskiego Parku Narodowego. ŒPN, Bodzen-tyn-Kraków: 107–128.

KOWALSKI B., JAŒKOWSKI B. 1986 – Litologiczno-strukturalne uwarunkowania teras krioplanacyjnych na stokach masywu £ysej Góry w Górach Œwiêtokrzyskich. Prz. Geogr., 58 (4): 493–514.

LENCEWICZ S. 1934 – Le massif hercynien des £ysogóry (S-te Croix) et ses enveloppes. [W:] Comptes rendus du Congres Intern. de Géogr. 1934, Varsovie, Excur. B 3/1.

LENCEWICZ S. 1936 – Surface d`aplanissement tertiaire dans le monts £ysogóry. [W:] Comptes rendus du Congres Intern. de Géogr. 1934, Var-sovie, 2: 492–496.

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, War-szawa: 157–188.

£AJCZAK A. 2014 – Operat Ochrony Zasobów Geomorfologicznych. [W:] Plan Ochrony Œwiêtokrzyskiego Parku Narodowego i Obszaru Natura 2000 £ysogóry na lata 2013–2033 (mat. niepubl.). Dyr. ŒPN, Bodzentyn.

£YCZEWSKA J. 1972 – Niektóre problemy czwartorzêdu œwiêtokrzy-skiego. Rocz. Pol. Tow. Geol., 42 (1): 81–92.

MALEC J. 2006 – Sylur w Górach Œwiêtokrzyskich. [W:] Skompski S., ¯yliñska A. (red.), LXXVII Zjazd Naukowy PTG, Ameliówka k. Kielc 28–30 czerwca 2006, „Procesy i zdarzenia w historii geologicznej Gór Œwiêtokrzyskich”. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa: 36–50.

MASSALSKI E. 1927 – Bukowa Góra. Ziemia, 2: 18–19.

MASSALSKI E. 1951 – Najcenniejsze pod wzglêdem dydaktycznym zabytki skalne Gór Œwiêtokrzyskich. Zabytki Przyrody Nieo¿ywionej, 1/4: 41–43.

MASSALSKI E. 1967 – Góry Œwiêtokrzyskie. Wiedza Powszechna. Warszawa.

MASTELLA L., MIZERSKI W. 2002 – Budowa geologiczna jednostki ³ysogórskiej (Góry Œwiêtokrzyskie) na podstawie analizy zdjêæ radaro-wych. Prz. Geol., 50 (9): 697–712.

MIZERSKI W. 1991 – Ewolucja tektoniczna regionu £ysogórskiego Gór Œwiêtokrzyskich. Rozpawy UW, 362: 1–141.

MIZERSKI W. 2004 – The Holy Cross Mts in the Caledonian, Variscan and Alpine cycles – major problems, open questions. Prz. Geol., 52 (8/2): 774–779.

NARKIEWICZ M., GRAD M., GUTERCH A., JANIK T. 2010 – Crustal seismic velocity structure of southern Poland: preserved memory of a pre-Devonian terrane accretion at the East European Platform margin. Geol. Mag., 148 (2): 191–210.

NARKIEWICZ M., RACKI G., SKOMPSKI S., SZULCZEWSKI M. 2006 – zapis procesów i zdarzeñ w dewonie i karbonie Gór Œwiêtokrzy-skich. [W:] Skompski S., ¯yliñska A. (red.), LXXVII Zjazd Naukowy PTG, Ameliówka k. Kielc 28–30 czerwca 2006, „Procesy i zdarzenia w historii geologicznej Gór Œwiêtokrzyskich”. Pañstw. Inst. Geol., Warsza-wa: 51–77.

NAWROCKI J., DUNLAP J., PECSKAY Z., KRZEMIÑSKI I., ¯YLIÑSKA A., FANNING M., KOZ£OWSKI W., SALWA S. SZCZEPANIK Z., TRELA W. 2007 – Late Neoproterozoic to Early Pala-eozoic palaeogeography of the Holy Cross Mts. (Central Europe); an integrated approach. J. Geol. Soc., London: 164: 405–423.

OLÊDZKI J. 1976 – Wp³yw zró¿nicowania budowy geologicznej na rzeŸbê w Górach Œwiêtokrzyskich. Pr. Stud. Inst. Geogr. UW, 17, Geogr. Fiz., 6: 1–66.

RAD£OWSKA C. 1967 – Charakterystyka geomorfologiczna Gór Œwiê-tokrzyskich. Problemy Zagosp. Ziem Górskich, 4 (17): 51–77. RAD£OWSKA C. 1968 – On the morphogenesis of European highlands based on the field studies in the Holy Cross Mountains. Geograph. Pol., 14: 67–76.

R¥CZKOWSKA Z., R¥CZKOWSKI W. 1999 – Plan Ochrony Zasobów Geomorfologicznych. [W:] Plan Ochrony Œwiêtokrzyskiego Parku Naro-dowego (mat. niepubl.). Dyr. ŒPN, Bodzentyn.

ROZBORSKI T. 2009 – Próba okreœlenia genezy ska³ek na Bukowej Górze. Piêkne, rzadkie, chronione, cz. II. Skar¿yskie Zesz. LOP, 11: 140–146.

SALWA S. 2006 – Wstêpna charakterystyka strukturalno-petrograficzna fyllitów z Podm¹chocic w regionie ³ysogórskim Gór Œwiêtokrzyskich. Prz. Geol., 54 (6): 513–520.

SEDLAK W. 1964 – Teoria ³ysogórskich go³oborzy. Rocz. Filozof. KUL, 12 (3): 45–67.

SLYMAKER O. 2004 – Mountain geomorphology. [W:] Goudie A.S. (red.), Encyclopedia of Geomorphology, t. 2. J–Z. Routledge, Taylor & Francis Group, London: 701–703.

SOLON J., BORZYSZKOWSKI J., BID£ASIK M., RICHLING A., BADORA K., BALON J., BRZEZIÑSKA-WÓJCIK T., CHABUDZIÑ-SKI £, DOBROWOLCHABUDZIÑ-SKI R., GRZEGORCZYK I., JOD£OWCHABUDZIÑ-SKI M., KISTOWSKI M., KOT R., KR¥¯ P., LECHNIO J., MACIAS A., MAJ-CHROWSKA A., MALINOWSKA E., MIGOÑ P., MYGA-PI¥TEK U., NITA J., PAPIÑSKA E., RODZIK J., STRZY¯ M., TERPI£OWSKI S., ZIAJA W. 2018 – Physico-geographical mesoregions of Poland: verifica-tion and adjustment of boundaries on the basis of contemporary spatial data. Geograph. Pol., 91 (2): 143–170.

STARKEL L. 1972 – Karpaty zewnêtrzne. [W:] Klimaszewski M. (red.), Geomorfologia Polski, cz. I – Polska Po³udniowa, PWN Warszawa: 52–115.

STUDENCKI M. 1995 – Wyniki interpretacji lotniczych zdjêæ radaro-wych wykonanych w regionie œwiêtokrzyskim. Rocznik Œwiêtokrzyski KTN, 12: 47–62.

SZULCZEWSKI M. 1995 – Depositional evolution of the Holy Cross Mountains (Poland) in the Devonian and Carboniferous-a review. Geol. Quart., 39: 471–488.

TRELA W. 2006 – Ordowik w Górach Œwiêtokrzyskich, zapis stratygra-ficzny i sedymentacyjny. [W:] Skompski S., ¯yliñska A. (red.), LXXVII Zjazd Naukowy PTG, Ameliówka k. Kielc 28–30 czerwca 2006, „Proce-sy i zdarzenia w historii geologicznej Gór Œwiêtokrzyskich”. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa: 28–35.

URBAN J. 2014 – Cechy rzeŸby strukturalnej Gór Œwiêtokrzyskich oraz po³udniowo-wschodniej czêœci Niecki Nidziañskiej. Prz. Geol., 62 (1): 44–50.

URBAN J. 2016 – The geological constraints of the development of sandstone landforms in Central Europe, a case study of the Œwiêtokrzy-skie (Holy Cross) Mountains, Poland. Geomorph., 274: 31–49. URBAN J., G¥GOL J. 2008 – Geological heritage of the Œwiêtokrzyskie (Holy Cross) Mts (Central Poland). Prz. Geol., 56 (8/1): 618–628.

URBAN J., GÓRNIK M. 2017 – Some aspects of lithological and exoge-nic control of sandstone morphology, the Œwiêtokrzyskie (Holy Cross) Mts. Case study, Poland. Geomorph., 295: 773–789.

URBAN J., KASZA A. 2009 – Genetical types of the caves in sandstones of the Œwiêtokrzyskie (Holy Cross) Mountains, Central Poland. [W:] Proceedings of the 10thInternational Symposium on Pseudokarst, 29.04– 2.05.2008, Gorizia: 43–52.

WALCZOWSKI A. 1968 – Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geolo-gicznej Polski w skali 1 : 50 000, ark. £agów. Wyd. Geol., Warszawa. WRÓBLEWSKI T. 1976 – RzeŸba Gór Œwiêtokrzyskich. Roczn. Œwiêto-krz. Kiel. Tow. Nauk., 5: 9–22.

WRÓBLEWSKI T. 2000a – Charakterystyka orograficzna i toponimia. [W:] Cieœliñski S., Kowalkowski A. (red.), Monografia Œwiêtokrzyskie-go Parku NarodoweŒwiêtokrzyskie-go. ŒPN, Bodzentyn-Kraków: 45–50.

WRÓBLEWSKI T. 2000b – Ochrona georó¿norodnoœci w regionie œwiê-tokrzyskim. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.