CZWARTORZĘD
Autor opracowania: prof. dr hab. Leszek Lindner
Prowadzone od lat studia nad czwartorzędem regionu świętokrzyskiego, obejmującego Góry Świętokrzyskie oraz ich obrzeżenia mezozoiczne (m.in. Czarnocki 1931, Łyczewska 1971, Lindner 1984) wykazały, że po starszym plejstocenie mamy tu wyjątkowo pełną dokumentację wszystkich plejstoceńskich, następujących po sobie zlodowaceń i interglacjałów oraz holocenu (fig. 12)
Fig. 12. Główne jednostki podziału klimatostratygraficznego czwartorzędu w regionie świętokrzyskim, według Lindnera (2004), zmienione. 1 – gliny lodowcowe; interglacjalne stanowiska paleontologiczne: 2 – florystyczne, 3 – faunistyczne.
Sprawia to, że wypracowany w tym regionie podział klimatostratygraficzny czwartorzędu uzyskał znaczenie podręcznikowe (Lindner 1992) oraz był wielokrotnie prezentowany na forum międzynarodowym (m.in. Lindner 1995, Lindner i in. 2006).
Starszy plejstocen (preglacjał) dokumentują tu serie Kozienic i Krasnegostawu, odznaczające się brakiem materiału skandynawskiego i reprezentowane przez osady rzeczno-jeziorne, odsłaniające się na Równinie Radomskiej i w przełomie Wisły przez wyżyny południowopolskie.
Zlodowacenie Narwi wyrażone jest gliną lodowcową, nawierconą w północno-wschodniej części Równiny Radomskiej, oraz okruchami skał krystalicznych w serii rzecznej zawierającej osady organogeniczne stanowiska Ceteń nad Drzewiczką, reprezentującego interglacjał augustowski (podlaski). Podczas zlodowacenia Nidy lądolód skandynawski pokrył całą północną część regionu świętokrzyskiego i oparł się o północne zbocza głównych pasm Gór Świętokrzyskich. Bardziej na południe sięgał jedynie wąskimi jęzorami w doliny Bobrzy i Wiernej Rzeki. Jego śladem jest tu nie tylko odrębny poziom gliny lodowcowej, ale także minerały ciężkie (amfibole i pirokseny) pochodzące z niszczenia skał krystalicznych, stwierdzone poniżej i w obrębie glin jaskiniowych stanowiska faunistycznego Kozi Grzbiet koło Chęcin. Reprezentuje ono interglacjał małopolski (domuratowski) z zachowaną w tych glinach granicą chronów paleomagnetycznych Brunhes/Matuyama datowaną na 780 tys. lat od dziś.
W czasie zlodowacenia Sanu 1 lądolód skandynawski objął swym zasięgiem cały region świętokrzyski, pozostawiając kolejny poziom gliny lodowcowej. Z obserwacji poczynionych przez Czarnockiego (1931) i Lindnera (1995) nad zawartością materiału lokalnego w tej glinie wynika, że po dotarciu do Gór Świętokrzyskich lodowiec okrążył je początkowo od zachodu, a później od południowego-wschodu. Kulminacje większości pasm górskich stanowiły wówczas formy nunataków, wystających ponad powierzchnie otaczających je mas lodowych. Po ustąpieniu lądolodu, w północnej części regionu świętokrzyskiego nastąpiła akumulacja jeziornych osadów interglacjału ferdynandowskiego, znanych ze stanowisk florystycznych w Podgórzu, Białobrzegach i Stanisławicach. Podczas zlodowacenia Sanu 2 lądolód skandynawski ponownie pokrył cały obszar świętokrzyski, tym razem sięgając wyżej niż w poprzednim zlodowaceniu i stwarzając warunki dla tworzenia form nunatakowych w strefie kulminacji Łysogór, Pasma Jeleniowskiego i Masłowskiego, a także Pasma Zgórskiego, Dymińskiego oraz Miedzianki. Śladem tego lądolodu są osady piaszczyste i piaszczysto-mułkowo-ilaste typu kemowego z okruchami materiału skandynawskiego, sięgające w strefie zboczy tych kulminacji od około 300 m n.p.m. do około 550 m n.p.m. W wielu sytuacjach z osadami tymi zazębiają się spływy kongeliflukcyjne zwietrzelin gliniasto-gruzowych skał przedczwartorzędowych, dokumentujących ówczesne warunki peryglacjalne (Lindner i Bogucki 2002).
Zlodowacenie Narwi wyrażone jest gliną lodowcową, nawierconą w północno-wschodniej części Równiny Radomskiej, oraz okruchami skał krystalicznych w serii rzecznej zawierającej osady organogeniczne stanowiska Ceteń nad Drzewiczką, reprezentującego interglacjał augustowski (podlaski). Podczas zlodowacenia Nidy lądolód skandynawski pokrył całą północną część regionu świętokrzyskiego i oparł się o północne zbocza głównych pasm Gór Świętokrzyskich. Bardziej na południe sięgał jedynie wąskimi jęzorami w doliny Bobrzy i Wiernej Rzeki. Jego śladem jest tu nie tylko odrębny poziom gliny lodowcowej, ale także minerały ciężkie (amfibole i pirokseny) pochodzące z niszczenia skał krystalicznych, stwierdzone poniżej i w obrębie glin jaskiniowych stanowiska faunistycznego Kozi Grzbiet koło Chęcin. Reprezentuje ono interglacjał małopolski (domuratowski) z zachowaną w tych glinach granicą chronów paleomagnetycznych Brunhes/Matuyama datowaną na 780 tys. lat od dziś.
W czasie zlodowacenia Sanu 1 lądolód skandynawski objął swym zasięgiem cały region świętokrzyski, pozostawiając kolejny poziom gliny lodowcowej. Z obserwacji poczynionych przez Czarnockiego (1931) i Lindnera (1995) nad zawartością materiału lokalnego w tej glinie wynika, że po dotarciu do Gór Świętokrzyskich lodowiec okrążył je początkowo od zachodu, a później od południowego-wschodu. Kulminacje większości pasm górskich stanowiły wówczas formy nunataków, wystających ponad powierzchnie otaczających je mas lodowych. Po ustąpieniu lądolodu, w północnej części regionu świętokrzyskiego nastąpiła akumulacja jeziornych osadów interglacjału ferdynandowskiego, znanych ze stanowisk florystycznych w Podgórzu, Białobrzegach i Stanisławicach. Podczas zlodowacenia Sanu 2 lądolód skandynawski ponownie pokrył cały obszar świętokrzyski, tym razem sięgając wyżej niż w poprzednim zlodowaceniu i stwarzając warunki dla tworzenia form nunatakowych w strefie kulminacji Łysogór, Pasma Jeleniowskiego i Masłowskiego, a także Pasma Zgórskiego, Dymińskiego oraz Miedzianki. Śladem tego lądolodu są osady piaszczyste i piaszczysto-mułkowo-ilaste typu kemowego z okruchami materiału skandynawskiego, sięgające w strefie zboczy tych kulminacji od około 300 m n.p.m. do około 550 m n.p.m. W wielu sytuacjach z osadami tymi zazębiają się spływy kongeliflukcyjne zwietrzelin gliniasto-gruzowych skał przedczwartorzędowych, dokumentujących ówczesne warunki peryglacjalne (Lindner i Bogucki 2002).
Okres interglacjału mazowieckiego jest w regionie świętokrzyskim wyjątkowo dobrze udokumentowany stanowiskami osadów organogenicznych w Olszewicach, Sewerynowie, Zakruczu i Białych Ługach. W dwóch pierwszych stanowiskach osady te przykryte są młodszymi glinami lodowcowymi, a w pozostałych były one akumulowane na zewnątrz od zasięgu młodszego zlodowacenia. W wielu sytuacjach osadom tym towarzyszył rozwój dolin rzecznych. W przypadku doliny pra-Nidy odprowadzała ona wody powierzchniowe z całej południowej części regionu świętokrzyskiego w kierunku odwrotnym do współczesnego, by poprzez głębokie obniżenie na północ od Bocheńca (między Górą Bocheńską a Górą Milechowską) szukać odpływu wzdłuż północnego zbocza Pasma Przedborskiego w stronę rowu bełchatowskiego.
W czasie zlodowacenia Liwca lądolód skandynawski dotarł jedynie do północno-wschodniego krańca regionu świętokrzyskiego, pozostawiając tam odrębny poziom gliny lodowcowej, datowanej metodą termoluminescencji na 393-366 tys. lat od dziś. W strefie północnego i zachodniego obrzeżenia Gór Świętokrzyskich doprowadził on do zatamowania rzek płynących ku północy i sprzyjał tworzeniu jeziorzysk zaporowych, sięgających w dorzeczu Pilicy aż po okolice Przedborza. W pobliskim stanowisku Zbójno mułki jednego z tych jeziorzysk wydatowano metodą termoluminescencji na 388 tys. lat od dziś. W stanowisku tym powyżej wspomnianych mułków i cienkiej serii piaszczysto-żwirowej występują osady organogeniczne interglacjału zbójnowskiego, przykryte piaskami datowanymi metodą termoluminescencji na 236 tys. lat od dziś i wyżej leżącą gliną lodowcową. Glina ta w całej zachodniej i północnej części regionu świętokrzyskiego reprezentuje zlodowacenie Krzny, dawniej określane jako stadiał przedmaksymalny zlodowacenia Odry. Wspomnianej glinie towarzyszą piaski wodnolodowcowe, odsłaniające się w rejonie Wąchocka, Przysuchy i Końskich, gdzie zostały wydatowane metodą termoluminescencji na 230-240 tys. lat od dziś. Podczas tego zlodowacenia doszło też do akumulacji tzw. lessów starszych dolnych, zachowanych w dorzeczu Opatówki oraz dolnej i środkowej Kamiennej; znanych m.in. z profilu Tomaszów koło Opatowa.
W czasie zlodowacenia Liwca lądolód skandynawski dotarł jedynie do północno-wschodniego krańca regionu świętokrzyskiego, pozostawiając tam odrębny poziom gliny lodowcowej, datowanej metodą termoluminescencji na 393-366 tys. lat od dziś. W strefie północnego i zachodniego obrzeżenia Gór Świętokrzyskich doprowadził on do zatamowania rzek płynących ku północy i sprzyjał tworzeniu jeziorzysk zaporowych, sięgających w dorzeczu Pilicy aż po okolice Przedborza. W pobliskim stanowisku Zbójno mułki jednego z tych jeziorzysk wydatowano metodą termoluminescencji na 388 tys. lat od dziś. W stanowisku tym powyżej wspomnianych mułków i cienkiej serii piaszczysto-żwirowej występują osady organogeniczne interglacjału zbójnowskiego, przykryte piaskami datowanymi metodą termoluminescencji na 236 tys. lat od dziś i wyżej leżącą gliną lodowcową. Glina ta w całej zachodniej i północnej części regionu świętokrzyskiego reprezentuje zlodowacenie Krzny, dawniej określane jako stadiał przedmaksymalny zlodowacenia Odry. Wspomnianej glinie towarzyszą piaski wodnolodowcowe, odsłaniające się w rejonie Wąchocka, Przysuchy i Końskich, gdzie zostały wydatowane metodą termoluminescencji na 230-240 tys. lat od dziś. Podczas tego zlodowacenia doszło też do akumulacji tzw. lessów starszych dolnych, zachowanych w dorzeczu Opatówki oraz dolnej i środkowej Kamiennej; znanych m.in. z profilu Tomaszów koło Opatowa.
Interglacjał lubelski, określany też mianem lubawskiego, jako jedyny nie posiada w regionie świętokrzyskim dokumentacji paleontologicznej. Jest on natomiast wyrażony śródlessową, kopalną glebą leśną typu „Tomaszów” we wspomnianym wyżej profilu Tomaszów oraz osadami rzecznymi w strefie przełomu Wisły przez wyżyny południowopolskie. W czasie zlodowacenia Odry lądolód skandynawski zaznaczył się w tym regionie zespołem form czołowomorenowych, wyznaczających jego maksymalny zasięg od Włoszczowy przez okolice Gnieździsk, Łopuszna, Radoszyc, Końskich i Gowarczowa, gdzie sięgał do wysokości 270-290 m n.p.m., a dalej przez okolice Gielniowa, Przysuchy, Ruskiego Brodu, Chlewisk, Suchedniowa, Wąchocka, Opatowa i Sandomierza, dochodząc tam do wysokości 300-330 m n.p.m. Poza morenami czołowymi, zasięg ten wyznacza kolejny poziom gliny lodowcowej oraz systemy marginalnych tarasów kemowych, których osady wydatowano w dolinie Radomki metodą termoluminescencji na 150-142 tys. lat od dziś. Podczas tego zlodowacenia nastąpiło też odwrócenie uprzedniego kierunku praNidy, która dziedzicząc odpływ wód proglacjalnych od czół lądolodu z rejonu Włoszczowy, Gnieździsk i Łopuszna skierowała się tak jak obecnie ku południowi, w stronę doliny Wisły pod Korczynem. W strefach dorzeczy Kamiennej i Opatówki miała wówczas miejsce akumulacja tzw. lessów starszych górnych, a w strefie kulminacji zbudowanych ze skał przedczwartorzędowych doszło do uruchamiania w warunkach peryglacjalnych pokryw zwietrzelinowych w formie kolejnej generacji gliniasto-gruzowych spływów kongeliflukcyjnych (Lindner i Bogucki 2002).
Interglacjał eemski udokumentowany jest w regionie świętokrzyskim reperowymi stanowiskami osadów organogenicznych w Bedlnie koło Końskich i w Sławnie koło Radomia. W tym czasie na obszarach lessowych dorzecza Kamiennej i Opatówki oraz w rejonie Sandomierza doszło do rozwoju kolejnej, leśnej gleby kopalnej typu „Nietulisko I” ,a także akumulacji serii rzecznych, szczególnie dobrze rozpoznanych w dolinach Nidy i Wisły. Spoczywają one tam na cokołach erozyjnych tarasów nadzalewowych, których powierzchni zostały utworzone już w okresie młodszego ochłodzenia. W czasie tego ochłodzenia, określanego jako zlodowacenie Wisły, region świętokrzyski znajdował się poza zasięgiem lądolodu skandynawskiego, w strefie objętej warunkami peryglacjalnymi, sprzyjającymi rozwojowi kolejnej generacji pokryw kongeliflukcyjnych, akumulacji tzw. lessów młodszych (z zachowanymi w ich obrębie glebami tundrowymi), akumulacji wspomnianych tarasów nadzalewowych, a także pokryw deluwialnych określanych przez W. Pożaryskiego (1953) jako „piaski wysokiego zasypania”, datowane metodą termolumunescencji na 33-17 tys. lat od dziś. Wspomniane pokrywy kongeliflukcyjne, w przypadku ich charakteru gliniasto-blokowego, rozwijały się w strefie północnych zboczy Łysogór w formie dwóch generacji – dolnej związanej ze stadiałem starszym (Świecia) i górnej związanej ze stadiałem młodszym (Leszna-Pomorza) zlodowacenia Wisły (Lindner i Bogucki 2002). Pod koniec młodszego z tych stadiałów i w holocenie niektóre partie wymienionych pokryw, w wyniku wypłukania z nich drobnych frakcji, przeobraziły się w obecne formy gołoborzy. Wspomniane stadiały i oddzielający je interstadiał są dobrze udokumentowane przez osady jaskini Raj koło Chęcin. Zachowane w nich narzędzia krzemienne sygnalizują moment pierwszego pojawienia się człowieka paleolitycznego w regionie świętokrzyskim, przypadający na okres między 54 a 40 tys. lat temu.
Holocen, przez większość badaczy traktowany jako współczesny interglacjał, na opisywanym obszarze wyróżniał się przede wszystkim akumulacją rzeczną i wydmową, a ponadto powstawaniem osadów organogenicznych w dolinach, zapadliskach krasowych i obniżeniach wokółwydmowych.
