Geomorfologia Gór Świętokrzyskich

(1)

ROCZNIKI GLEBOZNAWCZE, T. XV DOD. WARSZAWA 1965

TADEUSZ KLATKA

GEOMORFOLOGIA GÓR ŚWIĘTOKRZYSKICH Instytut Geograficzny U niw ersytetu Łódzkiego

GŁÓWNE ELEMENTY RZEŹBY ŚREDNIOGÓRZY EUROPY ŚRODKOWEJ Obraz współczesnej rzeźby Gór Świętokrzyskich jest w pew nym sen sie mozaiką, która składa się z elementów genetycznie i chronologicznie niejednorodnych. N iektóre z nich decydują o charakterze tego obrazu, inne spełniają rolę drugorzędną, a jeszcze inne są dla całości obojętne. Do form dom inujących należą przede wszystkim te, które są ch arak tery styczne dla w szystkich starych gór, a w szczególności dla jednostek wcho dzących w skład środkowoeuropejskiego pasa starych gór i wyżyn. W szystkie ogniwa tego łańcucha są z sobą bardzo blisko spokrewnione geologicznie, gdyż w większości pow stały w rezultacie orogenezy w aryscyjskiej jako wschodnia gałąź, która szeroką strefą ciągnie się w formie gigantycznego łuku od Centralnego Masywu na zachodzie po Fennosar- mację na wschodzie. Regionalnie zaw ierają one także i starsze, kaledoń- skie jednostki strukturalne.

Góry Świętokrzyskie stanowią ogniwo w ysunięte najdalej ku wscho dowi, w dużym stopniu izolowane i samodzielne. Ich rzeźba odznacza się wszystkim i tym i cechami, które uważa się powszechnie za typowe dla całej strefy, a problem y genetyczne i chronologicznie niektórych form stanow iły przedm iot rozważań w skali światowej.

Wspólną cechę rzeźby Gór Świętokrzyskich i wszystkich innych jed nostek regionalnych środkowoeuropejskich Waryscydów stanowią um iar kowane w artości wysokości bezwzględnych i względnych. Intensywność rzeźby jest z tego powodu także um iarkowana, średnia, tym bardziej że i zmienność przestrzenna elementów w ypukłych i w klęsłych mieści się w podobnych ramach. Ograniczony jest także inw entarz form, zwłaszcza w zakresie typów, a naw et odmian.

Do form najważniejszych, bezsprzecznie dominujących w rzeźbie, na leżą zrównania. Są to powierzchnie destrukcyjne, zbliżone do rów nin-9 R o czn ik i G leb o zn a w cze t. XV

(2)

130 T. KLATKA

nych, a najwyżej lekko faliste, ścinające niezgodnie, na praw ie identycz nej wysokości, podłoże skalne, niezależnie od litologicznego i s tru k tu ra l nego zróżnicowania. Spotyka się je powszechnie w obrębie średniogórzy, często w zw artych i powierzchniowo dużych płatach, w jednym lub w kil ku poziomach. Nie są to wprawdzie form y obce dla gór młodych system u alpejskiego, ale ich udział i rola w całokształcie rzeźby są tam znacznie mniejsze niż w górach starych.

W średniogórzach Europy środkowej rozw inięty jest szczególnie do brze poziom zrównania najwyższego. Powszechnie określa się jego wiek na paleogeński. Znacznie gorzej wykształcone i zachowane są poziomy zrównań młodszych, położonych niżej, zaliczanych najczęściej do mio- cenu i pliocenu dolnego. Ich rozwój był niepełny i zazwyczaj nie prze kroczył stadium początkowego, dlatego też i rola w obecnej rzeźbie średniogórzy jest w wielu miejscach mała lub wręcz znikoma. Wynika to także z silnego późniejszego rozcięcia przez doliny lub częściowego, a lokalnie naw et całkowitego pokrycia przez osady plejstoceńskie. Zali czają się więc do form niższego rzędu i określają jedynie indywidualność regionalną danej jednostki; nie decydują o typie rzeźby.

Zrównanie najwyższe paleogeńskie jest także w obrębie Gór Święto krzyskich form ą naczelną, najbardziej charakterystyczną. W niektórych partiach masywu jest ono tak rozległe i zwarte, że krajobraz bardziej przypom ina powierzchnię w yżyny niż średniogórze. Zrównanie ścina wszystkie serie paleozoiczne i mezozoiczne niezależnie od stopnia ich odporności i strukturalnego zróżnicowania.

Z niższych i młodszych poziomów destrukcyjnych lepiej jest rozwi nięty najniższy, przypuszczalnie dolnoplioceński, przestrzennie ograni czony do p artii peryferycznych. W obecnej rzeźbie nie jest on reprezen tow any w skutek całkowitego pogrzebania przez osady glacjalne.

Do form podobnego rzędu co paleogeńskie zrównanie należą we w szystkich średniogórzach niezbyt strom e i wysokie, ale długie grzbiety oraz subsekw entnie do nich usytuow ane łagodnie zarysowane obniżenia. Form y w ypukłe wznoszą się często powyżej paleogeńskiego zrównania i są w yraźnie dostosowane do stref skał najbardziej odpornych na działa nie procesów niszczących. Obniżenia zawsze wiążą się z wychodniam i skał najm niej odpornych. Te wielkie, wydłużone form y tw orzą w Górach Świętokrzyskich, podobnie jak i wielu innych średniogórzach Europy, charakterystyczny układ rusztowy. Nie jest on tak w yraźny i regularny jak w skibowych regionach gór alpejskich, gdyż zależy przede w szystkim od litologicznego zróżnicowania podłoża. Oczywiście istnieje również za leżność od kierunków tektonicznych. W Górach Świętokrzyskich nie są one całkowicie równoległe, gdyż zm ieniają się od równoleżnikowych w kaledońskiej części masywu do WNW-ESE w części w arvscyjskiej oraz

(3)

GEOMORFOLOGIA GÓR ŚW IĘTOKRZYSKICH 131

NW-SE w strefie mezozoicznego obrzeżenia. Regularność układu ruszto wego jest także zaburzona — choć w znacznie m niejszej skali — przez młodsze dyzlokacje, które tną poprzecznie stru k tu ry starsze. Wyrazistość obrazu m aleje ponadto lub zwiększa się w zależności od monotonii lub różnorodności składu litologicznego.

Genetyczny ch arak ter form w ypukłych nie jest wszędzie jednakowy. W niektórych partiach średniogórzy przew ażają grzbiety typowo relik to w e — świadki rzeźby uprzedniej, nie zniszczonej przez procesy zrów nyw ania z uwagi na swe wododziałowe położenie. G rzbiety te nie w y kazują ścisłego powiązania z wychodniam i skał szczególnie odpornych. P rzew ażają jednak w pasie średniogórzy grzbiety typu tw ardzieli, które oparły się procesom zrów nywania ze względu na szczególną odporność skał. W masywie św iętokrzyskim przew ażają tw ardziele, w ypreparow ane w obszarze starszej powierzchni denudacyjnej.

Form y wklęsłe są w ycięte w powierzchni paleogeńskiego zrównania, a więc od niej młodsze. N ajintensyw niej rozw ijały się w fazach dźwiga nia górotworu, czyli już w neogenie. Ich denudacyjna geneza w ynika nie tylko ze ścisłego powiązania z wychodniam i skał najm niej odpornych, lecz także z łagodnego zarysu i tylko częściowego w ykorzystania przez sieć dolinną.

W strefach brzeżnych wielu średniogórzy, a wśród nich także Gór Świętokrzyskich, dom inują w rzeźbie obok zrównań form y asym etryczne, charakterystyczne dla krain krawędziowych. Są w yrazem dostosowania form y do m onoklinalnej stru k tu ry podłoża oraz zmienności litologicznej. Zostały one w ypreparow ane w powierzchni najwyższego zrów nania w neogenie.

W szystkie wymienione wyżej elem enty rzeźby pow stały przed plej stocenem, ale do dziś zachowały swą dominację nad formam i młodszymi jako elem enty zrębowe, decydujące o specyficznym stylu geomorfolo gicznym średniogórzy.

P roblem atyka geomorfologiczna wymaga znajomości zarówno cech stru k turalny ch i litologicznych podłoża, jak i w arunków klimatycznych, które decydująco w pływ ały na przebieg procesów rzeźbotwórczych. W odniesieniu do Gór Świętokrzyskich lepiej są poznane właściwości budowy geologicznej podłoża.

LITOLOGIA, TEKTONIKA, NAJSTARSZE ETAPY EWOLUCJI RZEŹBY Góry Świętokrzyskie należą do obszarów geologicznie złożonych. Za sadniczo wyróżnia się dwie ich części: paleozoiczny trzon i mezozoiczne: obrzeżenie. Każda z tych jednostek jest również niejednorodna i składa się z elementów mniejszej rangi.

(4)

132 T. KLATKA

Paleozoiczny masyw pow stał dopiero w końcu ery paleozoicznej, jako rezu ltat zespolenia się dwu paleogeograficznie i tektonicznie odmiennych prowincji: południowej — kieleckiej i północnej — łysogórskiej. Obie są zbudowane ze skał morskich kam bru, ordowiku, syluru, dewonu i dolnego karbonu, ale reprezentują odmienne środowisko sedym entacyjne. P ro w incja kielecka składa się z serii skał osadzonych w morzu płytkim , epi- kontynentalnym . Sedym entacja odbywała się z licznymi przerw am i, dla tego też seria paleozoiczna jest niepełna, z licznymi lukam i straty g ra ficznymi. Prow incja łysogórska przedstaw ia region sedym entacji praw ie ciągłej, głębokomorskiej, geosynklinalnej, o pełnej sekwencji osadów paleozoicznych. Obie prow incje były w yraźnie oddzielone od siebie przez perm anentnie utrzym ujący się — zwłaszcza w paleozoiku starszym — próg. Skład litologiczny jest bardzo dobrze odzwierciedlony w obecnej rzeźbie masywu.

Jeszcze w yraźniejsze są różnice w stylu tektonicznym obu prowincji. Kielecka była fałdowana wcześniej i więcej razy niż łysogórska. Zasad nicze ram y budowy tektonicznej otrzym ała ona w dwu cyklach orogenezy kaledońskiej: sandom ierskim i tzw. predewońskim. Trzeci cykl — w arys- cyjski został w yraźnie dostosowany do starszych ram i objął swym działa niem tylko serie młodsze: dewońskie i dolnokarbońskie. W obszarze tym panuje orientacja równoleżnikowa, typowa dla s tru k tu r kaledońskich. Prow incja łysogórska została sfałdowana w orogenezie w aryscyjskiej. W w yniku krzyżowania się kierunków kaledońskich i w aryscyjskich u sta lił się w niej kierunek pośredni — WNW-ESE. Elem enty w aryscyjskie, stru k tu raln ie młodsze, zostały ukośnie nasunięte na brzeżną strefę K a- ledonidów i w płynęły na pochylenie ku południowi w szystkich elem en

tów fałdowych. Główną oś zetknięcia obu górotworów wyznacza wielka dyzlokacja — świętokrzyska. W rezultacie połączenia się obu prow incji powstał paleozoiczny trzon — centralna i zasadnicza część Gór Święto krzyskich.

U schyłku ery paleozoicznej, w permie, rozpoczął się pierw szy cykl rzeźbotwórczy. Działanie procesów musiało być bardzo energiczne, gdyż już w końcu perm u górotw ór został bardzo poważnie obniżony i ścięty przez rozległą powierzchnię denudacyjną [5,49], Wnioskować o tym moż na przede wszystkim z dużej miąższości pokryw y perm skiej, złożonej głównie z serii zlepieńców, które dość regularnym pierścieniem otaczają wszystkie większe i silniej wyniesione jednostki antyklinalne. Geneza tych utw orów nie budzi większych wątpliwości. Są to osady o d p o w i e d n i e , znane pod pojęciem molassy. W centralnych i wschodnich częściach masywu gromadziły się one na lądzie, a na zachodzie i półno cy — w strefie litoralnej morza cechsztyńskiego. Obie facje stanowią aku m ulacyjny odpowiednik procesów niszczących. A ntyklinalne grzbiety

(5)

GEOMORFOLOGIA GÓR ŚW IĘTOKRZYSKICH 133

W aryscydów zostały w szybkim tem pie zdegradowane. Półsuchy i suchy klim at perm u sprzyjał rozwojowi w ielkiej powierzchni zrównania. O roz m iarach denudacji świadczy najlepiej skład litologiczny zlepieńców. W gruzie skalnym, spojonym czerwoną, gliniastą zw ietrzeliną, są rep re zentowane w szystkie bardziej odporne serie skalne a wśród nich także i środkow okam bryjskie kw arcyty. Udział kwarcytowego gruzu świadczy o dotarciu procesów niszczących aż do jądrow ych części antyklin, a w szczególności antykliny łysogórskiej.

O poważnym stopniu zaawansowania rozwoju permskiego zrównania można wnioskować także pośrednio z praw ie płaskiego ułożenia się kolej no młodszej pokryw y — triasow ej. Jej najstarsza seria została osadzona przez rzeki płynące z południa, z obszaru istniejących jeszcze wówczas krystalicznych masywów prakarpackich. Zalew morza wapienia muszlo- wego, k tóry pokrył całkowicie obszar masywu, świadczy o tym , że osa dzaniu się pokryw sprzyjało stopniowe zapadanie górotworu, zapewne w ścisłym związku z formowaniem się na bezpośrednim przedpolu Fen- nosarm acji w ielkiej bruzdy geosynklinalnej — duńsko-polskiej (42). W końcu triasu masyw znów w ynurzył się, a na częściowo zniszczonych osadach morskich osadziła się dalsza seria sedymentów lądowych. W szyst kie te osady zostały na przełomie triasu i ju ry wielkoprom iennie zabu rzone, w w yniku starokim eryjskiej fazy górotwórczej [27]. Pow stały w ten sposób nowe elem enty struk tu raln e, zorientowane wzdłuż osi NW-SE. W lądowych w arunkach dolnej i częściowo środkowej ju ry zo stały one w ydatnie ścięte i pogrzebane przez osady rzeczne. Na nie nało żyły się serie m orskie ju ry górnej. Paleozoiczny trzon został pow tórnie p okryty przez morze. W schyłkowej części jury, w fazie neokim eryjskich ruchów górotwórczych, masyw ostatecznie stał się lądem, a osady pokry wy uległy zaburzeniom podobnego typu co i poprzednio triasowe. W stre fie brzeżnej uform ow ały się ostatecznie kim eryjskie elem enty tekto niczne.

W kredzie, w w arunkach klim atu gorącego i wilgotnego, rozw ijały się intensyw nie procesy niszczące. Największe natężenie osiągnęły one w cen tralnej, najwyżej wyniesionej partii masywu, gdzie stopniowo została zniszczona mezozoiczna pokrywa, a odsłonięte — paleozoiczne podłoże. W ten sposób u schyłku kredy odsłoniła się dawna, perm ska powierzchnia denudacyjna. K im eryjskie elem enty tektoniczne zachowały się jedynie w strefie brzeżnej, gdzie wkroczyło morze albskie. W arunki morskie utrzym yw ały się aż do końca kredy. W przybrzeżnych częściach tego mo rza gromadził się m ateriał terrygeniczny, znoszony z świętokrzyskiej w YsPy- Osady odpowiednie procesów niszczących są znane także z obsza ru synklinorium miechowskiego oraz niecki mazowiecko-lubelskiej [25, 38].

(6)

134 T. KLATKA

Na przełomie kredy i trzeciorzędu zaznaczyły się nowe ruchy góro twórcze, stanowiące odbicie ważniejszych faz orogenezy alpejskiej. Na obszarze mezozoicznego obrzeżenia szczególnie silnie zaznaczyły się ru chy fazy laram ijskiej, które doprowadziły w obrębie skał jurajskich i k re dowych do pow stania fałdów, nasunięć, fleksur i uskoków [39] o k ieru n kach bardzo zbliżonych do paleozoicznych. C entralna część masywu zo stała wówczas wydźwignięta. Laram ijskie s tru k tu ry tektoniczne uzupeł niły całość stru k tu raln ą górotw oru świętokrzyskiego.

MORFOGENEZA PALEOGEŃSKA

W szystkie elem enty tektoniczne zostały ścięte przez jedną, wielką powierzchnię zrównania paleogeńskiego. Datowanie jest oparte przede wszystkim na następujących faktach:

— zdarcia osadów kredow ych w brzeżnych częściach paleozoicznego masywTu,

— odsłonięcia starszego podłoża w centrum paleozoicznego masywu, — wielkiego, przestrzennego zasięgu zrównania [25, 40].

Powierzchnia tego zrównania znajduje się obecnie na różnej wyso kości. W centrum m asywu osiąga ona wysokość 360—400 m n.p.m. i stop niowo obniża się do zaledwie 200—240 m n.p.m. w pasie mezozoicznego obrzeżenia. Od dawna stanowiła przedm iot zainteresow ania i wielu badań, które prowadzili równolegle geologowie i geografowie. Na plan pierwszy w ysuw ały się zawsze zagadnienia genetyczne i chronologiczne. Oba nie były łatw e do rozwiązania i mimo dotychczasowych, niew ątpliw ie du żych, osiągnięć nie są całkowicie wyjaśnione.

Chociaż w świetle dotychczasowej lite ra tu ry wygląda to na paradoks, więcej jednak niejasności wiąże się z zagadnieniem rodzaju genetycznego niż z problem em chronologii zrównań. Po pierwszych próbach in terp re tacji zrównania jako rezultatu abrazji morskiej [4] ustalił się na długie lata pogląd, że powierzchnia ta jest penepleną. Koncepcja D a v i s a należała wówczas do praw d oczywistych, nie w ym agających uzasadnie nia w faktach przyrodniczych. Nie było żadnych większych wątpliwości co do tego, że penepleną jest form ą starczą, kończącą cykl rozwojowy krajobrazu, powstałą w rezultacie stale postępującego procesu obniżania się wszelkich wyniosłości terenu i zm niejszania się nachyleń. Główny wysiłek badawczy skierowano więc — także i w Polsce — w kierunku problem u wieku peneplen oraz ilości poziomów [4, 8, 28, 29, 36, 52].

Dopiero w początkach lat pięćdziesiątych bieżącego stulecia znalazły się pierwsze głosy krytyczne, które zakwestionowały realność w ystępo w ania w przyrodzie peneplen — w sensie koncepcji Davisa [58]. Zagad nienia genetyczne zrównań stały się znów aktualne. Miejsce starej kon

(7)

cepcji zajęła nowa, najpełniej sform ułow ana przez L. K i n g a [16]. Tłu maczy ona zrównania jako powierzchnie destrukcyjne, tworzące się w w yniku równoległego cofania się stoków stromych. U ich stóp rozwija się powierzchnia ścięcia, modelowana głównie przez gruz skalny tran s portow any sezonowo przez pokryw y wodne formowane przez ulewne deszcze w strefach klim atu półsuchego. Powierzchnie takie nazwano pe- dyplenam i [16] i określono jako form y typowe dla klim atu typu saw anno wego. Nowa koncepcja szybko rozpowszechniła się i całkowicie w yelim i nowała z geomorfologii pojęcie penepleny.

Ostatnio dopiero zaczęła ona budzić pewne wątpliwości, gdyż okazało się, że zrów nania w ystępują także w obszarach klim atu tropikalnego, gdzie nie stwierdzono śladów innych w arunków klimatycznych. W związ ku z tym sugeruje się, że powierzchnie destrukcyjne typu zrów nań mogą się tworzyć także w w arunkach klim atu tropikalnego, w w yniku form o w ania się zrównań podwójnych, tzn. równocześnie na powierzchni i po niżej horyzontu wietrzeniowego [2].

C harakter genetyczny kopalnych zrównań średniogórzy nie został dotąd jednoznacznie określony. W ynika to w pierw szym rzędzie z tru d ności, które zawsze wiążą się z próbam i rekonstrukcji paleoklim atycznych. Zaznaczają się w tym zakresie bardzo poważne luki — także w od niesieniu do paleogeńskiego zrównania Gór Świętokrzyskich — w ynika jące nie tylko z niekompletności m ateriałów geologicznych, lecz także i obecnego stanu paleoklimatologii, jako dyscypliny naukowej. Nie dy sponuje ona jeszcze uogólnieniami opartym i na bogatym, porównawczym m ateriale i — jak dotąd — nie wykracza poza pewne ram y ogólne, w y znaczone przez w artości średnich tem p eratu r rocznych i sum y opadów. Dla rozważań geomorfologicznych szczególnie dotkliw y jest brak danych w odniesieniu do rozkładu opadów w ciągu cyklu rocznego i jego zmien ności w dłuższych, w ieloletnich lub naw et wielowiekowych odcinkach.

Koncepcja pedyplanacji niew ątpliw ie najlepiej w yjaśnia w obecnym stanie wiedzy ch arak ter genetyczny zrównań, ale i ona zawodzi w odnie sieniu do form paleogeńskich. W przypadku zrównania w ystępującego w Górach Świętokrzyskich oznacza to przede wszystkim brak danych li tologicznych i paleontologicznych, które w skazywałyby na panowanie w paleogenie w arunków typowo subtropikalnych. Wręcz przeciwnie — przew ażają fakty wskazujące na działanie klim atu gorącego i wilgotnego. Szczególnie ważne są w tym względzie liczne ślady bardzo intensywnego w ietrzenia chemicznego, a szczególnie procesów ługowania w ęglanu w ap nia z niektórych skał górnokredowych. Na obszarze wychodni krzem ion- kow o-wapiennych opok znane są kilkum etrow e strefy całkowitego od w apnienia [40]. Na miejscu, jako produkt rezydualny, pozostała skała b ar dzo lekka i porowata, złożona praw ie w całości z substancji opalowej. Ze

(8)

136 T. KLATKA

względu na bardzo m ałą odporność na erozję i denudację zachowała się ona w pełnym profilu tylko w obrębie niewielkich rowów tektonicznych, pod pokryw ą młodszych osadów. W innych sytuacjach uległa całkowite mu lub praw ie całkowitem u zdarciu w okresie poprzedzającym akum u lację osadów m orskich dolnego tortonu [40]. Synchronicznie z tym i pro cesami przebiegał w obszarze skał w apiennych rozwój zjawisk krasowych [26, 40]. W głębokich lejach i kotłach krasow ych gromadził się m ateriał rezydualny w postaci różnobarw nych glin, iłów, mułków krzem ionko wych, rumoszu krzem iennego i żelaziaków brunatnych [26, 40, 43, 50]. Do identycznego okresu względnie nieznacznie tylko młodszego odnosi się [44] procesy sylifikacji niektórych stref wychodni w apieni jurajskich. Krążące w roztworze wodnym związki krzem ionki gromadziły się w po row atych partiach wapieni, ługowały w ęglan w apnia i zastępowały go m etasom atycznie krzem ionką. W ten sposób powstał horyzont zmian m e- tasom atycznych o głębokości od jednego do kilkunastu metrów, złożony w 97—99% z chalcedonu i wtórnego kw arcu [44].

Wiek dekalcyfikacji opok w ynika z następujących danych:

— najmłodszą serią objętą odwapnieniem jest geza z piętra danu, — najstarszym i osadami, które pokryły horyzont odwapnionych skał, są oligoceńskie piaski morskie, osadzone na dalekim przedpolu Gór Świę tokrzyskich,

— row y tektoniczne, w których zachował się cały profil dekalcyfika cji, są młodsze od procesów odwapnienia, a starsze od morskich osadów dolnego tortonu.

Sądzi się więc, że procesy te rozw ijały się najintensyw niej w starszej części paleogenu, zwłaszcza w paleocenie górnym i eocenie [40]. Istnieją jednak i takie poglądy, że proces ten mógł się odbywać także później a więc w oligocenie, miocenie i dolnym pliocenie [25, 30, 44, 58].

Z faktów tych wynika, że w okresie kształtow ania się powierzchni najw yżej położonego zrów nania panował klim at raczej gorący i w ilgotny niż półsuchy typu subtropikalnego. Nie znaczy to oczywiście, że klim at nie mógł się zmieniać i że długotrw ałe fazy klim atu tropikalnego nie mo gły być przeryw ane przez fazy klim atu sawannowego. Nie można więc wykluczyć możliwości formowania się pedypleny, ale w świetle faktów wniosek ten należałoby traktow ać jako założenie teoretycznych możli wości a nie jako uzasadnioną koncepcję naukową. Problem genezy paleo geńskiego zrów nania należy więc uważać nadal za otw arty.

W obecnym stanie wiedzy można jedynie stwierdzić, że w paleogenie starszym w w yniku działania denudacji i w ietrzenia chemicznego pow sta ła w Górach Świętokrzyskich rozległa powierzchnia zrównania. Jej odpo w iedniki czasowe i zapewne genetyczne znajdują się także w Sudetach i ich przedgórzu, na Wyżynie Śląsko-K rakowskiej, Wyżynie

(9)

Miechów-GEOMORFOLOGIA GÓR ŚW IĘTOKRZYSKICH 137

skiej i w obrębie garbu Krakowsko-Tenczyńskiego [26]. Jest możliwe, że w jej obrębie na terenie Gór Świętokrzyskich znajdują się także odpreparow ane fragm enty perm skiej powierzchni denudacyjnej [4, 26, 50].

W oligocenie w skutek dźwigania się paleozoicznego trzonu ożywiły się zarówno procesy denudacji, jak i erozji. W w yniku postępującego w ietrzenia chemicznego i denudacji zaznaczyły się procesy prowadzące do pow stania form dostosowanych do stopnia odporności skał. Poczęły tworzyć się wydłużone grzbiety typu tw ardzieli oraz denudacyjne obni żenia a w strefie mezozoicznego obrzeżenia pierwsze akcenty rzeźby mo- noklinalnej. Osadami odpowiednimi tych procesów są zgromadzone w denudacyjnych obniżeniach osady, składające się głównie z różnokoloro wych glin, iłów, mułków kwarcowych, piasków i żwirów rzecznych oraz rumoszu skrzem ieniałych wapieni. W końcowej fazie oligocenu, w której ruchy dźwigające osiągnęły największe natężenie, nastąpiło rozcięcie eo- ceńskiej powierzchni zrów nania do poziomu koło 300 m n.p.m.

Możliwe jest, że w tym czasie została zdarta w strefie skał węglano- wo-krzemionkowych pokrywa, która powstała w w yniku ich dekalcyfikacji.

ROZWÓJ RZEŹBY W NEOGENIE

W dolnym miocenie doszło do całkowitego zniszczenia horyzontu od w apnienia oraz do powstania w obrębie peryferycznie położonych obniżeń niższego poziomu degradacyjnego o charakterze zrównania. Poziom ten leży obecnie na wysokości około 300 m n.p.m. i w zasadzie ma charakter niezbyt szerokich spłaszczeń denudacyjnych, ograniczonych tylko do denudacyjnych obniżeń. Zaznaczają się one tylko w południowej części m a sywu i łączą się tam z abrazyjną powierzchnią tortońskiego morza. Mio ceński wiek tych spłaszczeń w ynika także z w ystępow ania w ich obrębie lejów krasowych [26]. Ciekawe, że podobnych form nie stwierdzono dotąd w strefie północnego przedpola m asywu [43].

Mimo znacznie lepszego niż w odniesieniu do paleogenu stopnia pozna nia mioceńskich w arunków klim atycznych trudno jest ocenić rozm iary ówczesnej morfogenezy. Subtropikalny klim at zm ieniał się kilkakrotnie na bardziej w ilgotny lub suchy i dlatego można założyć, że następowały poważne zm iany w charakterze procesów rzeźbotwórczych. Okresy b ar dziej suche sprzyjały pedym entacji i kształtow aniu się rzeźby kraw ędzio wej, wilgotne zaś selektyw nej degradacji, która ułatw iała dalszy rozwój litologicznie uw arunkow anych form w ypukłych i wklęsłych.

W młodszej części neogenu, w pliocenie, w w arunkach suchego i cie płego klim atu postępowało dość energicznie cofanie się strom ych stoków. W obrębie północnego przedpola Gór Świętokrzyskich powstało w ich

(10)

T. KLATKA

rezultacie zrównanie o cechach typowej pedypleny, położonej około 30— 40 m poniżej powierzchni zrów nania paleogeńskiego [43]. Rozwijało się ono wstecznie kosztem poziomu wyższego i od peryferii wkraczało obni żeniami w głąb. W obecnej rzeźbie poziom ten nie zaznacza się, gdyż w plejstocenie pokryła go gruba seria osadów glacjalnych [25, 43]. Nie wyklucza się jednak możliwości, że poziom ten w ystępuje także w obsza rze w yżyny opatowskiej [40], ale z tym zastrzeżeniem, że w jego skład wchodzą bardzo duże fragm enty zrównania paleogeńskiego [25]. W przy padku potw ierdzenia się tej opinii należałoby poziomowi tem u przyznać ważną rolę w całokształcie obecnej rzeźby. Teza o dolnoplioceńskim w ie ku powierzchni W yżyny Opatowskiej opiera się głównie na stw ierdzeniu obecności na niej — w sytuacji w yraźnie wysoczyznowej — fragm entów pokryw y żwirowej, złożonej zarówno z m ateriału lokalnego, jak i k ar packiego [50]. Żw iry zostały osadzone przez wody płynące z południa z terenu K arpat, gdzie zrównanie dolnoplioceńskie jest bardzo dobrze rozwinięte i zachowane, znane jako tzw. poziom pogórski [23]. Pow ierzch nia tego zrównania m usiała więc znajdować się także w obrębie obecnego rowu podkarpackiego i przechodziła dalej ku północy w powierzchnię Wyżyny Opatowskiej [50] i Lubelskiej [35]. Po niej spływ ały wody rzek uchodzących wówczas, w obszarze Polski Środkowej, do wielkiego jezio- rzyska plioceńskiego.

W pliocenie górnym zaznaczyło się, podobnie jak i w K arpatach, silne odmłodzenie rzeźby. Przyczyn tego zjawiska należy szukać zarówno w zdarzeniach n atu ry tektonicznej, jak i klim atycznej. Rzeki rozcięły dolnoplioceńskie zrów nanie do poziomu około 40—50 m niższego, a Wisła przecięła zw arty obszar tak zwanego w ału m etakarpackiego [25, 43] i wielkim stożkiem, między Łodzią a Łukowem, uchodziła do plioceńskiego jeziora. Sieć głębokich dolin rozbiła zwartość powierzchni zrównania. Wzrosły deniwelacje, ożywiły się procesy denudacyjne.

MORFOGENEZA PLEJSTOCEŃSKA

Radykalna zmiana w arunków klim atycznych na przełomie pliocenu i plejstocenu spowodowała przekształcenie się rodzaju procesów rzeźbo- twórczych. Rozpoczęła się morfogeneza właściwa dla klim atu zimnego, a okresami także i um iarkowanego wilgotnego. Bardzo istotne znaczenie dla zrozumienia współczesnej rzeźby ma ustalenie ilości cykli rzeźbo- twórczych — glacjalnych i peryglacjalnych rozw ijających się w w aru n kach zimnego klim atu, oraz interglacjalnych, które przebiegały w okre sach panowania klim atu zbliżonego do współczesnego. Każdy cykl za w iera tylko sobie właściwą treść geomorfologiczną i dlatego nie można

(11)

traktow ać plejstocenu jako bliżej nieokreślonej całości, którą należałoby przeciwstawić trzeciorzędowi.

W celu zrozum ienia plejstoceńskiej ewolucji rzeźby Gór Św iętokrzys kich niezm iernie ważne jest rozważenie problemów, które dotyczą:

— ilości zlodowaceń i

— zasięgu i miąższości czaszy lodowcowej.

Zagadnienia te nie zostały dotychczas jednoznacznie rozwiązane. Re prezentow ane są co najm niej dwie grupy poglądów. Według pierwszej z nich Góry Św iętokrzyskie były trzykrotnie całkowicie pokryte przez lądolody trzech samodzielnych zlodowaceń, a więc starszego niż k ra kowskie, krakowskiego i środkowopolskiego [6, 7, 33, 37, 41]. Koncepcja ta opiera się na następujących kryteriach:

— dwudzielność glin morenowych, rozdzielonych przez osady wodno- lodowcowe,

— obecność okruchów granitow ych poniżej dolnej gliny morenowej wśród dolinnych mułków,

— uznanie ciągu m orenowych wzgórz na północnym brzegu doliny K am iennej za utw ory recesyjne a nie czołowe sensu stricto.

Zgodnie z tym i założeniami uważa się:

— granitow e okruchy, rozproszone wśród mułków podmorenowych, za wskaźnik lądolodu starszego od krakowskiego,

— glinę morenową dolną za osad lądolodu krakowskiego,

— glinę morenową górną za sedym ent lądolodu środkowopolskiego, — ciąg wzgórz morenowych po północnej stronie doliny K am iennej za m orenę recesyjną lądolodu środkowopolskiego.

Najsłabszym punktem tej argum entacji jest uznanie recesyjnego cha rak teru wspom nianych wyżej wzgórz morenowych. Stało się to podstawą ugruntow ania drugiej grupy poglądów [1, 19, 24, 46, 48, 51], która zakłada jednokrotność zlodowacenia obszaru położonego na południe od doliny K am iennej i oczywiście dw ukrotność w odniesieniu do terenu rozciąga jącego się na północ. Początkowo argum entacja opierała się głównie na kryteriach geomorfologicznych, a więc przede wszystkim na stw ierdzeniu, że ów sporny ciąg morenowy jest ostatnim, najdalej na południe w ysu niętym, utw orem o charakterze m oreny czołowej. Nie jest więc możliwe, żeby, w przypadku przyjęcia altern aty w y jej recesyjnego charakteru, nie zachowały się naw et w reliktach starsze ciągi morenowe tego samego zlodowacenia, a szczególnie m oreny ze stadium maksymalnego zasięgu lądolodu. Z geomorfologicznego punktu widzenia najprostszy i n ajb ar dziej logiczny jest wniosek, że rozpatryw any ciąg wzgórz m orenowych reprezentuje m aksym alny zasięg lądolodu środkowopolskiego i jest mo reną czołową z okresu jego transgresji, a nie regresji. Górna glina mo renowa na przedpolu tego zlodowacenia musi więc należeć do

(12)

zlodowace-140 T. K LATKA

nia starszego, a więc krakowskiego. W ten sposób pozostaje do rozpatrze nia problem, czy na obszarze położonym na południe od doliny K am ien nej są ślady jednego czy dwóch zlodowaceń. Rozstrzygające znaczenie dla tego zagadnienia przypada osadom glacjalnym na obszarze sąsiadującym bezpośrednio od południa z regionem świętokrzyskim , a więc na bezpo średnim przedpolu K arpat. W tym obszarze są znane tylko osady jednego zlodowacenia, które dotarło do północnego brzegu K arpat. Było to zlodo wacenie krakowskie. Nie ma natom iast żadnych śladów, które by świad czyły o dw ukrotności zlodowacenia. W tej sytuacji należy więc w yklu czyć możliwość pokrycia Gór Świętokrzyskich przez lądolód starszy od krakowskiego, a konsekw entnie zaliczyć do zlodowacenia krakowskiego zarówno obydwa poziomy glin morenowych, jak i podmorenowe m ułki za w ierające okruchy granitu. Są to utw ory stadialne tego samego zlodowace nia [1, 14, 19, 24, 43, 47]. Szczegółową argum entację tej koncepcji i w nikli wą krytykę poglądów przeciwnych zawiera praca K l i m a s z e w s k i e g o

[24]. Słuszność drugiej grupy poglądów w ynika także z nowszych danych paleobotanicznych i geologicznych, które wskazują, że osady najstarszego na ziemiach Polski zlodowacenia (starszego niż krakowskie) znajdują się tylko wT strefie graniczącej bezpośrednio z niecką bałtycką. Zasięg tego zlodowacenia był najm niejszy, m niejszy naw et od zasięgu ostatniego, bałtyckiego zlodowacenia [46, 56]. Są więc dostateczne argum enty, aby problem zlodowacenia starszego niż krakow skie uznać na obszarze Gór Świętokrzyskich za ostatecznie rozwiązany. N egatyw ny wniosek nie bu dzi wątpliwości. To samo dotyczy problem u zasięgu zlodowacenia środko- wopolskiego. W obecnym stanie wiedzy nie ma większych wątpliwości co do tego, że wzgórza morenowe nad Kam ienną reprezentują m aksym al ny zasięg tego zlodowacenia.

N astępnym zagadnieniem istotnym dla rzeźby Gór Świętokrzyskich jest problem całkowitego czy też tylko częściowego pokrycia górotworu przez lądolód krakowski. W tej kw estii zarysow ały się również dwie róż ne koncepcje. Według pierwszej z nich lądolód miał całkowicie pokrywać Góry Św iętokrzyskie [24, 34]. Wniosek ten opiera się na dwóch głównych podstawach:

— wysokości położenia drobnych okruchów granitu, które zostały od kry te przez M i k l a s z e w s k i e g o [34] na polanie Bielnik w spągu płata lessowego,

— wysokości w ystępow ania erratyków skandynaw skich w strefie pół nocnego brzegu K arpat i w ynikających stąd teoretycznych wartościach miąższości lądolodu krakowskiego.

Według drugiego poglądu Góry Świętokrzyskie były przykryte zw artą czaszą lodową tylko do wysokości 400—450 m n.p.m. Wszystkie grzbiety wyższe wznosiły się powyżej powierzchni lądolodu, a więc były

(13)

nunata-GEOMORFOLOGIA GOR ŚW IĘTOKRZYSKICH 141

kam i [6, 7, 32]. Wnioskowanie opiera się przede wszystkim na wysokości pionowego zasięgu zwartego płaszcza glin morenowych (320 m n.p.m.) oraz sporadycznie w ystępujących lokalnych spiętrzeń, które m aksym alnie sięgają do 400—450 m n.p.m. Można oczywiście mieć zastrzeżenia co do tego, czy górna granica glin zwałowych nie leżała pierw otnie wyżej. W y daje się jednak, że te wątpliwości osłabia poważnie fakt jej wielkiej sta łości oraz przyjęcie przeszło 100-metrowej strefy „zabezpieczenia”.

A utorowi w ydaje się, że bardziej przekonyw ająca jest argum entacja drugiej koncepcji, gdyż opiera się na bogatszym i stratygraficznie pew nym m ateriale geologicznym. Pierw szy pogląd nie ma tak mocnych pod staw i dlatego budzi więcej wątpliwości. Szczególnie dotyczy to pozycji stratygraficznej okruchów granitow ych z polany Bielnik. Płaszcz lessowy tego obszaru jest bardzo cienki, objęty w dużej części przez współczesne procesy glebowe, w wielu miejscach zaburzony przez upraw ę rolną i inne rodzaje naw arstw iającej się w ciągu wieków gospodarczej działalności człowieka. Można więc wątpić, czy znalezione okruchy granitow e znajdo w ały się in situ [21]. Jest bardzo prawdopodobne, że zostały one zawle czone w raz z nawozem z miejsc niższych, głównie ze Słupi Nowej, z ob szaru zw artej pokryw y gliny morenowej; podobne wypowiedzi są już w literaturze znane. O wiarygodności drugiej koncepcji świadczą także nowe dane dotyczące m echaniki ruchu lądolodu A ntarktydy, które w ska zują, że pokonywanie przez lądolód naw et drobnych deniwelacji odbywa się z trudem i wymaga znacznego w zrostu miąższości lodowca. Dobitnie świadczą o tym ,,oazy” stanowiące niejako „negatyw ne n u n atak i” [45].

Rozstrzygnięcie tego problem u jest ważne dla zrozumienia rozwoju rzeźby. W obecnym stanie wiedzy należy go jednak uważać nadal za otw arty.

Morfogenezę glacjalną okresu zlodowacenia krakowskiego poprzedziły procesy właściwe dla w arunków klim atu zimnego. Tak przynajm niej w y nika z aktualnego stanu wiedzy o plejstocenie Polski i Europy. S trefa kli m atu zimnego musiała obejmować swym zasięgiem obszar świętokrzyski przynajm niej dw ukrotnie, a więc synchronicznie z okresem najstarszego zlodowacenia alpejskiego (Günz) oraz we wcześniejszym okresie zimnym, k tóry znany jest pod nazwam i Pregünz, Donau i Danub. W skaźnikami litologicznymi tego klim atu w obszarze świętokrzyskim są osady znane od około pół w ieku pod nazwą preglacjalnych. Nazwą tą określano zespo ły piasków, żwirów i otoczaków złożonych zasadniczo z m ateriału świę tokrzyskiego, z niew ielką domieszką składników karpackich i bez udziału skał skandynawskich. Zachowały się one w postaci reliktow ych płatów w obrębie dolin świętokrzyskich (szczególnie na terenie W yżyny Opa towskiej i jej wschodniego obrzeżenia) i lubelskich, zawsze poniżej osa dów glacjalnych lądolodu krakowskiego. W tym sensie są one rzeczy

(14)

T. KLATKA

wiście preglacjalne. Niestety, przez z górą pół wieku brakowało określe nia ich pozycji stratygraficznej. Nie były uważane ani za plioceńskie, ani za plejstoceńskie, tylko po prostu za preglacjalne, czyli jakieś pośred nie, jakby przejściowe między młodotrzeciorzędowymi a staroplejstoceń- skimi. Dopiero w ciągu ostatnich dziesięciu lat rozpoznano ich charakter sedym entacyjny i zinterpretow ano jako osady peryglacjalne, akum ulo- wane w rezultacie procesów właściwych dla stref klim atu zimnego [13, 43]. Taką interpretację ułatw iły niew ątpliw ie badania petrograficzne, które wykazały, że osady preglacjalne różnią się od dolnoplioceńskich przede wszystkim procentowo mniejszą zawartością m ateriału karpackie go [38]. Pozwoliło to oddzielić je od makroskopowo podobnych osadów dolnoplioceńskich, zachowanych w sytuacji wysoczyznowej, a więc poza obrębem górnoplioceńskich dolin. Wielkość zasypania owych dolin w po czątkowych okresach zimnych plejstocenu szacuje się na kilka do kilku nastu metrów. Seria jest w yraźnie dwudzielna, akum ulow ana w ciągu dwu odrębnych, niezależnych cykli sedym entacyjnych [30, 31, 43, 45], które czasowo najprawdopodobniej odpowiadają dwu najstarszym okre som zimnym (Pregünz i Günz), poprzedzającym zlodowacenie krakowskie (Mindel). W ydaje się, że problem preglacjału i osadów preglacjalnych został definityw nie rozwiązany. Nie pomaga to jednak w ocenie roli rzeź- botwórczej procesów czynnych w obu najstarszych okresach zimnych, gdyż większość osadów została zniszczona i włączona w skład m oreny dennej zlodowacenia krakowskiego, a ówczesna rzeźba uległa bądź po grzebaniu, bądź przem odelowaniu i jej rekonstrukcja nie jest możliwa. Znacznie trw alsze okazały się ślady morfogenezy glacjalnej zlodo wacenia krakowskiego. Przy założeniu, że bardziej właściwa jest kon cepcja niecałkowitego pokrycia Gór Świętokrzyskich przez ówczesny lądolód, można podzielić rezultaty tej morfogenezy na dwa rodzaje. Jeden z nich jest określony przez akum ulacyjną działalność lądolodu, drugi przez erozyjną. Teoretycznie można wydzielić jeszcze trzeci rodzaj określony przez niszczące działanie klim atu zimnego w obrębie nunataków. Trans- gredujący lądolód wkroczył w centralną część Gór Świętokrzyskich nie od północy, lecz od wschodu i zachodu jęzorami, które oddzieliły się od w ysuniętych ku południowi lobów dolin Wisły i Nidy. Świadczy o tym skład petrograficzny glin morenowych, które zaw ierają w wielkiej ilości składniki w ystępujące in situ we wschodniej i zachodniej części otoczki mezozoicznej [6, 7]. Przesuw aniu się jęzorów w kierunku centralnych części paleozoicznego m asywu sprzyjały równoleżnikowe obniżenia denudacyjne oraz doliny. Dostęp od strony północnej był ham owany przez rusztow y układ grzbietów górskich i stosunkowo małą ilość przełomów dolinnych. Trudno jest ocenić rezu ltaty erozyjnego działania lodowca, gdyż uległy one w późniejszym czasie gruntow nem u przemodelowaniu,

(15)

GEOMORFOLOGIA GÔR ŚW IĘTOKRZYSKICH 1(3

a osady odpowiednie zostały włączone w skład glin morenowych. Sto sunkowo dobrze czytelne są natom iast w yniki działania akum ulacyjnego,

które doprowadziło do definityw nego pogrzebania górnoplioceńskiej sieci dolinnej i znacznego podwyższenia den denudacyjnych obniżeń. Deni w elacje poważnie się zmniejszyły. Proces zasypywania dolin i denuda cyjnych obniżeń został zapoczątkowany jeszcze w fazie anaglacjalnej, kiedy lądolód dopiero formował się w swym obszarze firnowym. Góry Świętokrzyskie leżały wówczas w strefie peryglacjalnej i były modelo w ane głównie przez intensyw ne w ietrzenie mrozowe, kongeliflukcję i spłukiwanie. Sedym entacyjne odpowiedniki tych procesów są częściowo zachowane w osadach podmorenowych. Fazę poprzedzającą bezpośrednio transgresję lądolodu można zrekonstruow ać na podstawie serii mułków zastoiskowych oraz pojawienia się po raz pierwszy okruchów skał skandy nawskich, które drogą tran sp o rtu kongeliflukcyjnego w ędrowały ku osiom dolinnym. Dwie gliny morenowe przedzielone utw oram i glacifluw ialnym i świadczą o tym, że lądolód dw ukrotnie, w dwóch stadiałach wkraczał w obszar centralny, a w okresie interstadialnym znajdował się w bliskiej odległości. R ezultaty morfologiczne glacjalnego zasypania należy ocenić jako potężne, gdyż sięgało ono powszechnie poziomu 320 m n.p.m., a w miejscach lokalnych spiętrzeń lądolodu docierało naw et do wysokości 400—450 m n.p.m. W hierarchii elementów rzeźby należy im przyznać m iejsce tuż po elem entach trzeciorzędowych. Ranga zmian rzeźby uprzed niej jest jednak mniejszego rzędu i to nie tylko z powodu silnej redukcji, która była w ynikiem późniejszych procesów.

Zapewne już w schyłkowej części glacjału, a więc w kataglacjale, oraz w pierwszej części interglacjału wielkiego rozwinęła się niezwykle ener gicznie erozja wgłębna rzek. O wielkości wcięcia dolin świadczy fakt, że ich dna leżą zawsze głębiej niż dna współczesne. W zależności od w iel kości dolin, ich spadku oraz odcinka różnica wysokości położenia den waha się od kilku do około 40 m etrów [1, 43]. R ezultaty tej erozji nie zo stały już nigdy więcej osiągnięte. Nowo powstała sieć dolinna dostosowała się tylko w części do sieci dolin górnoplioceńskich, gdyż rzeki często nie trafiały w uprzednio w ycięte łożyska i po przecięciu pokryw y glacjalnej żłobiły swe koryta w litej skale. W miejscach nałożenia się nowego syste mu dolinnego na stary zostały rozcięte i całkowicie w yprzątnięte osady starsze, a erozja sięgnęła litego podłoża. Szczególnie interesujące są zmia ny sieci dolinnej w obrębie północnego przedpola Gór Świętokrzyskich, w obszarze dorzecza Iłżański, gdzie stwierdzono przerw anie kontaktu Iłżanki z jej dopływam i świętokrzyskim i. Przechw yciła je pogłębiona i przesunięta ku północy K am ienna [1]. Do tego okresu należy także od nieść odpreparow anie przełomowego odcinka Lubrzanki.

(16)

144 T. KLATKA

W późniejszych fazach interglacjału zaznaczyła się już akum ulacja. W dolinach osadziły się kolejno serie: piaszczyste, m ułkowate, piasz czyste, i m ułkowato-ilaste, a w stropie — piaszczysto-żwirowe. Z w y jąt kiem stropowych piasków i żwirów wszystkie pozostałe reprezentują akum ulację wód spokojnie płynących. Można sądzić, że rzeki osiągnęły wówczas um iarkow any w yrów nany spadek, zbliżony do profilu równo wagi. Zakłócenie tego porządku, które w ynika z rodzaju osadów stropo wych, zostało uw arunkow ane poważnymi zmianam i klimatycznymi, któ re w końcu doprowadziły do ponownego zlodowacenia obszaru położone go na północ od doliny Kam iennej oraz ustalenia się w arunków peryglacjalnych na pozostałym terenie.

Morfogeneza okresu zimnego, zwanego zlodowaceniem środkowopol- skim, jest z tego powodu zróżnicowana na glacjalną i peryglacjalną.

Transgresję lądolodu środkowopolskiego reprezentują kolejno glacifluw ialne piaski i żwiry, gliny morenowe, m ułki i iły zastoiskowe. W stre fie m arginalnej decydujące znaczenie przypada morenie czołowej, a na jej przedpolu — sandrow ym piaskom. Dla historii rozwoju rzeźby Gór Świętokrzyskich niezm iernie ważny jest problem zasięgu lądolodu środ kowopolskiego. Jak już wyżej wskazano, nie jest on jednoznacznie roz wiązany. W yniki ostatnich badań [1] zapowiadają definityw ne w yjaśnie nie wieloletniego sporu. W skazują one, że lądolód środkowopolski za trzym ał się i nigdy nie przekroczył wzgórz usytuow anych wzdłuż linii Skarżysko-Grzybowa G óra-Bugaj-Lipie-Dębowa G óra-Seredzice-Piłatka- Ciecierówka. Linię K am iennej przekroczył tylko w jej dolnym odcinku i doliną Wisły, wielkim lobem sięgnął do okolic Zawichostu [1]. Wzgórza te są utw oram i akum ulow anym i w czasie m aksym alnego zasięgu lądolodu przed jego czołem. Stanowią one linię graniczną w yraźnie zarysowaną nie tylko geomorfologicznie, lecz także i geologicznie. Po stronie dystal- nej, a więc na przedpolu m oren czołowych zachowały się dwa poziomy glin morenowych, natom iast po stronie proksym alnej ilość ich dochodzi do czterech. Poważne są także różnice w zwartości i miąższości pokryw y glacjalnej. Na zew nątrz m oren czołowych jest ona nieciągła, reliktowa, natom iast po stronie w ew nętrznej jest zwarta, o stopniowo rosnącej ku północy miąższości. W obszarze m oreny dennej możliwa jest jeszcze, chociaż bardzo utrudniona, klasyfikacja genetyczna takich form, jak np. ozy, wklęsłe form y w ytopisk po m artw ym lodzie itp. C harakteryzow any ciąg wzgórz jest ostatnim , najdalej ku południowi w ysuniętym zespołem, k tóry z uwagi na swą formę może być uw ażany za m orenę czołową. To samo zresztą dotyczy utw orów sandrowych osadzonych na bezpośrednim przedpolu m oreny czołowej. Żadnej z tych form akum ulacji glacjalnej — bezpośredniej i pośredniej — nie można znaleźć nigdzie na obszarze po łożonym bardziej na południe. W bezpośrednim związku z długotrw ałym

(17)

postojem lądolodu na linii m oren czołowych pozostaje najlepiej w ykształ cony i zachowany stopień terasow y K am iennej, która pełniła w owym czasie funkcję doliny obwodowej, odprowadzającej ku wschodowi wody fluw ioglacjalne [48].

Obszar objęty zlodowaceniem środkowopolskim jest w obrębie Gór Św iętokrzyskich jedynym terenem o zachowanej rzeźbie glacjalnej. Na pozostałym obszarze działały w tym czasie procesy właściwe dla morfo genezy peryglacjalnej. W w arunkach surowego klim atu odbywało się in tensyw ne w ietrzenie skał oraz kongeliflukcyjny transpo rt zw ietrzelin ku wszelkim obniżeniom i dolinom. G ruzowo-gliniaste pokryw y spływ ały każdego lata po trw ale zm arzniętym podłożu i osadzały się w dolnych partiach stoku w postaci zw artej pokrywy, złożonej z jęzorów gliniasto- -gruzowych. Wiosenne tajania śniegu i górnego horyzontu wiecznej zma

rzliny sprzyjały tym procesom, a równocześnie w arunkow ały rozwój bardzo energicznego spłukiwania, które niszczyło górne części stoków, a nadbudowywało partie niżej położone i słabiej nachylone. Denudowa- ny m ateriał gromadził się w nadm iernych ilościach we wszelkich obni żeniach oraz w dolinach rzecznych. Rzeki dysponujące dużą ilością wody tylko w sezonach wiosennego tajania nie były w stanie odprowadzić ca łości m ateriału stokowego i zmuszone do jego akum ulacji ulegały stop niowo zasypywaniu, które osiągnęło bardzo poważne rozmiary. Uprzednio wycięte głębokie doliny zostały w ypełnione do poziomu, k tóry obecnie, w postaci dobrze zachowanego stopnia terasowego wznosi się od kilkuna stu do przeszło 30 m nad współczesnymi dnam i dolinnymi. Szczególnie duże rozm iary osiągnął ten proces w strefie północnego obrzeżenia Gór Świętokrzyskich, na bezpośrednim przedpolu czoła lodowca, gdzie aku m ulacja była wzmożona w skutek podparcia wód.

W w yniku energicznej denudacji obniżały się grzbiety górskie, a jed nocześnie w rezultacie akum ulacji podwyższały się ich podnóża oraz dna wszelkich form wklęsłych. Morfogeneza peryglacjalna prowadziła nie uchronnie do poważnego zmniejszenia się deniwelacji. Jej osady odpo wiednie zachowały się po dziś dzień w dolnych partiach stoków, w spą gu młodszych pokryw oraz w dolinach rzecznych w postaci najlepiej rozwiniętego, wysokiego poziomu terasowego. W niektórych odsłonię ciach można stwierdzić, że seria terasow a jest dwudzielna. Górna zawiera sporą domieszkę m ateriału mułkowatego i iłowego, dolna zaś jest w y raźnie bardziej gruboziarnista i lepiej przem yta. Obie serie są oddzielone powierzchnią niezgodności podkreślonej niekiedy przez ślady w ietrzenia chemicznego. Obie pow stały w w yniku tych samych procesów i sądzić można, że reprezentują dwa najstarsze i najw ażniejsze stadiały tego sa mego okresu zimnego. Dzielący je interstadiał zaznaczył się w osadach przede wszystkim w postaci powierzchni niezgodności. Na podstawie róż-10 R o czn ik i G leb o zn a w cze t. XV

(18)

145 T. KLATKA

nic składu granulom etrycznego można sądzić, że obie serie osadziły się w nieco odmiennych środowiskach. Dolny kompleks reprezentuje nie w ątpliw ie zespół stożków napływowych, które osadziły się w czynnym łożysku rzeki. Zespół górny w ykazuje bardzo słaby stopień przemycia i niewiele różni się od gliniasto-gruzow ych pokryw, akum ulowanych na powierzchni wysoczyzny. Można więc sądzić, że seria młodsza osadziła się na starszej dopiero wówczas, kiedy powierzchnia starszego kompleksu nie była już osiągana przez wody i stanow iła stopień terasowy. Faza erozji wgłębnej przypadła więc na interstadial. Jak dotąd, nie są znane z obszaru świętokrzyskiego ślady interstadiału młodszego, znanego ty l ko z obszaru Polski niżowej [46]. Być może zostały one całkowicie znisz czone w młodszym plejstocenie lub też na omawianym obszarze zazna czyły się bardzo niew yraźnie z uwagi na to, że interstadiał ten przypada na okres regresji zlodowacenia i z tego względu mógł być krótkotrw ały i klim atycznie słabo zaakcentowany.

Wśród wysoczyznowych gruzow o-gliniastych pokryw zw racają uwagę przede w szystkim odmiany bogate w bloki skalne, gdyż w skazują one na rozwój gołoborzy. Reliktowe płaty takich pokryw pozbawione m ateriału drobnoziarnistego zachowały się w najniższych poziomach gołoborzy łysogórskich. Od młodszych osadów tego samego typu różnią się głównie tym, że bloki w ykazują większy lub m niejszy stopień zaokrąglenia, które powstało w w yniku w ietrzenia chemicznego w horyzoncie glebowym [21].

W interglacjale ostatnim zaznaczyła się, podobnie jak i w wielkim, bardzo energiczna działalność erozyjna rzek. Przypuszczalnie rozpoczęła się ona jeszcze w schyłkowej części zlodowacenia i trw ała co najm niej do połowy interglacjału. W jej rezultacie zostały rozcięte i w dużej części w yprzątnięte osady dolinne. Nastąpiła likw idacja skutków morfogenezy peryglacjalnej, zaznaczona przede w szystkim w zrostem deniwelacji. Re zu ltaty erozji wgłębnej ocenia się jednak jako znacznie słabsze od tych, które pow stały w interglacjale wielkim. Przew yższają one jednak rezul ta ty erozji holoceńskiej [1, 43]. W przeciw ieństw ie też do poprzedniego interglacjału brak jest odpowiednio dobrze datow anych osadów i prze waża opinia, że interglacjał eemski zaznaczył się przede wszystkim w for mie powierzchni niezgodności [13, 21, 43]. W obszarze akum ulacji gla cjalnej widoczne są ślady ówczesnego dość poważnego przemodelowania form zarówno w ypukłych, jak i wklęsłych. W jeziorach powstałych w sku tek w ytopienia się brył m artwego lodu poczęły się gromadzić osady m i neralne i organiczne w postaci kolejno akum ulow anych piasków, m uł ków, gytii, kredy jeziernej i torfów [1]. Niestety, nie zostały one bliżej zbadane i nie wiadomo, czy reprezentują interglacjał w całości, czy też tylko w części. Pogrzebana w czasie zlodowacenia środkowopolskiego sieć dolinna stopniowo odpreparow yw ała się. Nowa sieć tylko w części

(19)

na-GEOMORFOLOGIA GOR ŚW IĘTOKRZYSKICH 147

łożyła się na starą. Powstało wiele nowych dolin wciętych w utw ory glacjalne, często tuż obok dawnych pogrzebanych dolin.

Pozostał do rozważenia problem ew entualnego zachowania się śla dów w ietrzenia chemicznego, które w w arunkach klim atycznych in ter glacjału eemskiego musiało być bardzo intensywne. Szczególnie dotyczy to horyzontów glebowych. Niestety, jak dotąd niewiele wiadomo jest na ten tem at i dlatego przeważa opinia, że nie zachowały się gleby in te r glacjalne. Zagadnienie to łączy się bardzo ściśle z ogólnym stanem w ie dzy o najm łodszym plejstocenie. W ciągu ostatnich kilku lat zaznaczył się w tym zakresie bardzo poważny postęp, który zmusza do rew idow a nia starszych poglądów. Szczególnie duże są zmiany poglądów w odnie sieniu do straty grafii osadów ostatniego okresu zimnego, a wśród nich także i lessów, wśród których najlepiej rozwinęły się i zachowały ko palne horyzonty glebowe. Ich pozycję stratygraficzną ustalano dotych czas głównie na podstawie analogii z glebami kopalnymi stanowisk uzna nych powszechnie za standartow e, szczególnie zaś stanowiska w Göttweig w Dolnej A ustrii. W ystępujący tam kompleks trzech gleb położonych w superpozycji składa się kolejno z horyzontu silnie zglinionego, czer- wonobrązowego a następnie lessu, dolnego poziomu czarnoziemowego, lessu i górnego poziomu czarnoziemowego. Do niedawna cały ten kom pleks łączono w jedną całość i uważano za odbicie w ahań klim atycznych w obrębie jednego interstadiału, k tóry swą nazwę otrzym ał od stanow i ska w Göttweig. Okazało się jednak obecnie, że w początkowej fazie

ostatniego okresu zimnego zaznaczyły się w yraźnie dwa okresy intersta- dialne: A m ersfoort i Brörup, z których pierw szy był chłodniejszy i kró t szy. Profil w Göttweig nie odpowiadał nowym danym ani w zakresie ilości gleb, ani ich genetycznego charakteru. Szczególnie w ątpliw a okazała się pozycja stratygraficzna najniższego horyzontu glebowego, najsilniej che micznie zmienionego. Nowe badania w skazywały na niemożliwość po w stania tego typu gleby w w arunkach interstadialnych. W związku z tym uznano go za interglacjalny i odniesiono do interglacjału eemskiego. Kon sekw entnie z tym zaliczono dolny horyzont czarnoziemowy do in ter stadiału Amersfoort, a górny do B rörup [12].

V/ obszarze Gór Świętokrzyskich w spągowych partiach lessu zazna cza się dość powszechnie kompleks dwu gleb, z których starsza reprezen tuje podobny typ jak dolna gleba w Göttweig, a górna jest czarnoziemem. Kompleks ten jest dotąd nazyw any oryniackim i uw ażany za odpowiednik interstadiału Göttweig. A utorowi w ydaje się, że są podstaw y do zm iany tego poglądu. W ynika to przede w szystkim z badań paleobotanicznych, które wykazały, że na obszarze Polski zachowały się liczne stanow iska flory interstadialnej z wczesnego W ürmu. Obecnie nie ma już większych wątpliwości co do tego, że reprezentują one interstadiał Brörup [53, 54, 10*

(20)

148 T. KLATKA

55]. Proponuje się, by zachować dla niego popularnie w Polsce stosowaną nazwę interstadiału oryniackiego. Zmodernizowana treść dawnego poję cia wymaga jednak dokonania odpowiednich zmian w interp retacji pro filów kopalnych gleb, którym dotąd przypisywano wiek oryniacki. Wy daje się więc, że zgodnie z panującym i obecnie poglądami na tem at pro filu w Göttweig należałoby uznać:

— glebę czerwonobrązową za interglacjalną, a

— nadległy horyzont czarnoziemowy za interstadialny, synchronicz ny z Brörupem, gdyż ślady starszego interstadiału nie są dotąd w Polsce znane.

Sugestie autora w tej sprawie oczywiście nie rozwiązują problem u i pozostaje on nadal otw arty. Zagadnienie to jest niezm iernie ważne dla zrozum ienia ewolucji rzeźby, gdyż w przypadku potw ierdzenia się hipo tezy interglacjalnego wieku dolnego horyzontu glebowego znany byłby bardzo powszechny w obszarze świętokrzyskim i niezmiernie w yraźny po ziom interglacjalnej powierzchni, który pozwoliłby w sposób bezsporny oddzielić osady powstałe w czasie zlodowacenia środkowopolskiego i bał tyckiego. Ułatwiona byłaby również ocena zmian w rzeźbie, które doko nały się w toku morfogenezy peryglacjalnej ostatniego okresu zimnego. W ciągu całej początkowej fazy narastania i wzmagania się surowych term icznie w arunków ostatniego okresu zimnego przew ażały w pływ y oceaniczne. Sprzyjały one przy obecności wiecznej zm arzliny mrozowej dezintegracji skał i bardzo intensyw nej denudacji, głównie w postaci kongeliflukcji i spłukiwania. Wnosić o tym można przede wszystkim z powszechnej obecności na stokach wszystkich pasm górskich pokryw gliniasto-blokowych i gliniasto-gruzowych. Pierwsze z nich reprezentują główny etap rozwoju łysogórskich gołoborzy (17, 21). Na obszarach po łożonych niżej i bardziej płaskich panowała już w tym czasie akum ulacja lessu. Można więc sądzić, że w Górach Świętokrzyskich istniało wówczas zróżnicowanie klimatyczne. W partiach wysoko położonych w arunki były zbliżone do polarnej strefy gruzowej, w niższych zaś odpowiadały one strefie tundrow ej. W obu prow incjach istniała już wieczna zmarzlina. W strefie gruzowej w skazują na to przede w szystkim pokryw y kongeli- flukcyjne, w tundrow ej zaś stru k tu ry mrozowe, zaburzające pierw otny układ sedym entacyjny osadów. Zaburzenia pozwalają sądzić o w arun kach zbliżonych do tych, jakie panują obecnie w strefie tun dry plam istej. W końcowej fazie w arunki term iczne stawiały się coraz bardziej konty nentalne. W samym końcu fazy w stępującej nastąpiło znaczne polepszenie się w arunków klimatycznych, zaznaczone w profilach horyzontem zgli- nienia lessu, znane powszechnie jako gleba kopalna typu Paudorf. Po wyżej interstadialnego horyzontu spoczywa gruba seria lessu osadzone

(21)

go w środowisku m aksym alnie m roźnym i kontynentalnym . Sądzić o tym można z obecności w spągowych partiach lessu poligonów szczelinowych, znanych w literatu rze pod pojęciem klinów zm arzlinowych [10, 11, 13]. Niektóre ich odmiany są typu gruntowego; w ypełniały się one od począ tku m ateriałem m ineralnym . W w ielu miejscach rozcinają one wszystkie horyzonty gleb kopalnych i są wypełnione lessem lub czarnoziemem gór nej gleby kopalnej. Nadległa seria lessu wiązana jest powszechnie z okre sem pełni ostatniego zlodowacenia, czyli tzw. pleniglacjałem. Grzebie ona wszystkie starsze osady niezależnie od sytuacji topograficznej. Mimo jednorodności granulom etrycznej zaznaczają się również i w tej serii różnice stru kturalne w ścisłej zależności od wyróżnionych wyżej pro w incji klimatycznych. W obszarze najwyższych wzniesień i największych nachyleń seria ta jest w yraźnie smugowana, a naw et w arstw owana, na tom iast w obszarach bardziej rów ninnych i niżej położonych jest ona w przeważnej części bezstrukturalna. Świadczy to w pierwszym przy padku o przeław iceniu pyłu lessowego przez spłukiwanie, natom iast w drugim — o ułożeniu pierw otnym . Właściwości stru k tu raln e lessu nie są jednak stałe i zm ieniają się wraz ze zróżnicowaniem topografii terenu. W yróżnia się trzy zasadnicze odmiany facjalne: bezstrukturalnego lessu wysoczyznowego, smugowanego lessu stokowego i w arstwowanego lessu dolinnego [15]. W pełni ostatniego zlodowacenia w skutek pow stania g ru bej pokryw y lessowej nastąpiło dalsze poważne zm niejszenie się deni w elacji terenu.

Morfogenezę peryglacjalną fazy w stępującej i pełni ostatniego okresu zimnego można ogólnie scharakteryzow ać jako zespół procesów niszczą cych i budujących, które przyczyniły się do znacznych zmian w rzeźbie, szczególnie w zakresie intensywności rzeźby. Działo się to z jednej stro ny przez obniżanie grzbietów górskich, a z drugiej przez podwyższanie powierzchni wszelkich obniżeń i den dolinnych. A utor już poprzednio [21] przedstaw ił zasady obliczeń, z których wynika, że wielkość zmian w rzeź bie w yrażała się obniżeniem wysokości grzbietów o około 5—6 m. W ar tość ta jest także reprezentatyw na dla morfogenezy peryglacjalnej po przedniego okresu zimnego, a więc ilu stru je wielkość zmian, które po w stały w rezultacie oddziaływania procesów charakterystycznych dla strefy klim atu mroźnego. Dalsze w yobrażenie o rzędzie wielkości tych zmian daje grubość pokryw peryglacjalnych, w tym także i lessowych, którą w obrębie obniżeń denudacyjnych można szacować średnio na około 10— 15 metrów.

W fazie schyłkowej ostatniego zlodowacenia przew ażały już procesy erozji linijnej. Doprowadziły one w końcu plejstocenu do usunięcia z do lin poważnej części m ateriału akum ulacyjnego, rozcięcia powierzchni

(22)

T. KLATKA

zasypania i przeobrażenia jej w dolny stopień terasow y. Erozja denna rozwijała się w sposób nieciągły i była przeryw ana przez fazy ponownej akum ulacji. Wiązało się to przede wszystkim z okresam i wzmożonego działania spłukiwania, które szczególnie energicznie atakowało pokrywę lessową. Poszczególne fazy erozji i denudacji są najlepiej zachowane w systemach m ałych dolin, szczególnie w strefie północno-wschodniego obrzeżenia Gór Świętokrzyskich. Na tym obszarze są zachowane dwie generacje dolin w yciętych w pokryw ie lessowej i pogrzebanych przez w arstw ow any w apnisty less, przem ieszany często z piaskami, a naw et ze żwirami. Z zachowanego poziomu gleby kopalnej, pow stałej najpraw do podobniej w interstadiale A lleröd można sądzić, że dwie pierwsze fazy erozji zaznaczyły się przede wszystkim w starszym dryasie. Wiąże się z nimi rozmycie lessu w obszarze grzbietów górskich i przeobrażenie po kryw blokowo-gliniastych w gołoborza [21]. Najmłodsza faza erozji, czynna po Allerödzie, doprowadziła do pow stania całkowicie już współ czesnego system u dolinnego.

RZEŹBA HOLOCEŃSKA

Holocen zaznaczył się w w ielu m ałych dolinach akum ulacją osadów węglanowych, typu traw ertynów . Na podstawie m alakofauny można w stępnie stwierdzić, że sedym entacja ta trw ała aż do postglacjalnego optimum klimatycznego i doprowadziła do powstania serii grubości do 7 i więcej metrów, która pogrzebała całkowicie lub praw ie całkowicie form y dolinne powstałe po interstadiale Alleröd [22]. Doliny te zostały odpreparow ane stosunkowo bardzo niedawno, najprawdopodobniej w w y niku erozji wywołanej przez masową trzebież lasów. W innych systemach m ałych dolin, szczególnie w obszarze dorzecza K amiennej, w ystępuje stopień terasow y wznoszący się 3—4 m powyżej współczesnego dna do linnego. Jest on zbudowany w dolnej części przez w arstw ow any less na w tórnym złożu. W jego stropie rozwinięta jest gleba typu Alleröd, po grzebana przez młodszą serię napływów lessowych, przeobrażoną w stro pie przez procesy w ietrzenia. Zaznaczają się one w postaci gleby czarno- ziemowej oraz gliniastego horyzontu gleby brunatnej. Powstanie obu gleb wiąże się na podstawie m alakofauny kolejno z fazą borealną i atlantycką [15]. Górna gleba jest pokryta płaszczem osadów stokowych, akum ulowanych już w czasach historycznych w w yniku ożywienia procesów de nudacji i erozji, które przyczynowo wiążą się z trzebieżą lasów w związku z rozwojem starożytnego i średniowiecznego hutnictw a [15, 18]. Osady te są akum ulacyjnym i odpowiednikami formowania się głównej sieci w ą wozów i parowów.

(23)

ROLA ELEMENTÓW TRZECIORZĘDOWYCH I CZWARTORZĘDOWYCH W OBECNYM OBRAZIE RZEŹBY

Obecny obraz rzeźby Gór Świętokrzyskich powstał w w yniku długo trw ałego rozwoju m orfogenetycznego.‘Zespoliły się w nim w jedną ca łość elem enty powstałe w różnych czasach i w toku bardzo różnorodnych procesów rzeźbotwórczych. Na plan pierwszy w ysuw ają się niew ątpliw ie elem enty największe, z których złożone są zasadnicze zręby całości. Na leżą do nich przede wszystkim powierzchnia zrównania paleogeńskiego oraz w ypukłe i wklęsłe form y rzeźby stru k tu ralnej. Zdum iewająca jest ich trw ałość i odporność na tak niszczące procesy, jak przede wszystkim peryglacjalne. Tylko dzięki tym walorom mogły one przetrw ać aż do czasów współczesnych i nadal dominować w rzeźbie.

Na drugim miejscu należałoby postawić elem enty wykształcone przez morfogenezę peryglacjalną obydwu ostatnich okresów zimnych. Tylko zespół procesów peryglacjalnych był w stanie zmodyfikować rzeźbę sta r szą, szczególnie stru kturalną. Znacznie słabsze były ich rezultaty w od niesieniu do zrów nań paleogeńskich.

E lem enty morfogenezy glacjalnej zachowały się tylko w obszarze zlodowacenia środkowopolskiego, ale też jedynie w stanie szczątkowym. N ajw ażniejsze osiągnięcia tej morfogenezy to wyelim inowanie z obecne go obrazu rzeźby wielu elementów młodotrzeciorzędowych, a w szczegól ności zrównania dolnoplioceńskiego. W obszarach centralnych morfolo giczne ślady tego okresu rzeźbotwórczego są znacznie mniejsze z uwagi na późniejsze zniszczenie przez procesy interglacjalne i peryglacjalne.

Nieco większa jest rola form interglacjalnych, a wśród nich przede w szystkim dolin. Bardzo duże efekty kolejnych morfogenez tego typu zostały jednak w poważnej m ierze zniszczone i tylko niektóre z nich znaj dują swe odbicie w obecnym krajobrazie. Ten sam typ rzeźby reprezen tu ją form y holoceńskie. Są one w pełni zachowane, ale należą do elem en tów najniższego rzędu. D ominują form y stare, obce współczesnym w a runkom klimatycznym. One decydują o specyficznym stylu rzeźby w łaś ciwym nie tylko dla Gór Świętokrzyskich, lecz dla całego pasa średnio górzy Europy środkowej.

LITERATURA

[1] B a r t o s i k J.: Rozwój rzeźby w okolicach Iłży. Praca doktorska m -p is 1964. [2] В ii d e l J.: — Flächenbildung in den feuchten Tropen. Dtsch. Geogr. Tag.

Würzburg 1957.

[3] C z a r n o c k i J.: O preglacjalnych glinach w ietrzeniow ych w Górach Ś w ię tokrzyskich. Państw . Inst. Geol., Pos. Nauk, nr 2, 1922.

[4] C z a r n o c k i J.: Spostrzeżenia nad m orfologią i tektoniką południow o-w schod niej części Gór Świętokrzyskich. Państw . Inst. Geol., Pos. Nauk, nr 2, 1922.