Podstawowe informacje
Światowy Geopark UNESCO Geopark Świętokrzyski jest obszarem charakteryzującym się ogromną bioróżnorodnością i bogatą regionalną kulturą, promującym unikalne dziedzictwo geologiczne, dokumentujące ponad pół miliarda lat historii Ziemi. Potrzeba ochrony dziedzictwa geologicznego, rozwój geoturystyki i edukacji oraz wsparcie lokalnej społeczności były głównymi celami utworzenia Geoparku. Działania te wpływają pozytywnie na lokalną gospodarkę, przyczyniając się do rozwoju regionu i jego szerszej rozpoznawalności.
Początki idei powstania Geoparku sięgają lat 90. XX w. W 2015 roku pięć gmin, do dziś zaangażowanych w działalność Geoparku, podpisało porozumienie o współpracy. Sformalizowane w ten sposób stowarzyszenie od 2017 roku starało się o przyjęcie do Światowej Sieci Geoparków UNESCO. Decyzja o dołączeniu do rodziny Geoparków UNESCO została podjęta w 2021 roku. Geopark Świętokrzyski został drugim polskim geoparkiem tej rangi.
Wystawa stała w Centrum Geoedukacji w Kielcach – siedzibie Geoparku Świętokrzyskiego UNESCO. Fot. Krzysztof Pęczalski
Lokalizacja
Światowy Geopark UNESCO Geopark Świętokrzyski zlokalizowany jest w południowo-centralnej Polsce, w środkowej części województwa świętokrzyskiego. Obejmuje obszar pięciu gmin: Kielce, Chęciny, Morawica, Nowiny i Piekoszów. Siedzibą Geoparku jest Centrum Geoedukacji w Kielcach. Pod względem regionalizacji fizycznogeograficznej Geopark położony jest na Wyżynie Kieleckiej, w obrębie Gór Świętokrzyskich.
Dziedzictwo geologiczne
Geopark znajduje się na południowo-zachodniej części trzonu paleozoicznego oraz w zachodniej części permsko-mezozoicznego obrzeżenia Gór Świętokrzyskich. Wyróżnia go mnogość odsłonięć skał, reprezentujących wszystkie okresy geologiczne od kambru do holocenu, które umożliwiają poznanie historii geologicznej regionu świętokrzyskiego. Ujęte są one w cztery piętra strukturalne:
(1) prekaledońskie i (2) późnokaledońskie, utworzone ze skał starszego paleozoiku, sfałdowanych w ruchach górotwórczych, których główne fazy miały miejsce po środkowym kambrze oraz na przełomie syluru i dewonu;
(3) waryscyjskie, obejmujące skały powstałe w młodszym paleozoiku (dewon-dolny karbon), sfałdowane w ruchach górotwórczych, których główna faza przypadała na późny karbon i wczesny perm;
(4) alpejskie, utworzone ze skał powstałych w przedziale czasowym od permu do kredy, sfałdowanych w ruchach górotwórczych, których główna faza przypadała na późną kredę.
Najstarszymi skałami, odsłaniającymi się na obszarze Geoparku, są dolnokambryjskie skały detrytyczne, głównie płytkowodne, miejscami silnie zbioturbowanne piaskowce i mułowce, budujące najwyższe pasma: Dymińskie, Posłowickie i Zgórskie. Starsze od nich są iłowce występujące w centralnej części Doliny Chęcińskiej, ale nie można ich zobaczyć w odsłonięciach. Utwory dolnokambryjskie osadziły się na szelfie paelokontynentu Baltiki. Zostały po raz pierwszy sfałdowane w orogenezie prekaledońskiej.
We wczesnym paleozoiku kontynent Baltiki wędrował od południowej strefy podbiegunowej ku zwrotnikowi, a sedymentacja na jego szelfie zachodziła w różnych warunkach batymetrycznych.
Po okresie płytkowodnym, na granicy kambru i ordowiku, doszło do krótkotrwałej przerwy, związanej z ruchami tektonicznymi fazy sandomierskiej orogenezy kaledońskiej, po czym morska sedymentacja trwała do późnego syluru. Powstały wówczas piaskowce dolnego ordowiku, z wkładkami bentonitów, zawierających materiał wulkaniczny, płytkowodne, zbioturbowane, miejscami przepełnione skamieniałościami ramienionogów piaskowce środkowego ordowiku, głębokowodne, ilaste łupki graptolitowe syluru oraz górnosylurskie szarogłazy niewachlowskie. Zostały one sfałdowane podczas ruchów górotwórczych orogenezy kaledońskiej, spowodowanej kolizją dwóch paleokontynentów: Baltiki i Laurencji i utworzeniem dużego kontynentu – Laurosji.
Ruchom tektonicznym towarzyszył wulkanizm, zapisany w warstwach tufitów, występujących w profilach skał górnosylurskich. Górotwór kaledoński podlegał intensywnej erozji, a płytkowodna, przybrzeżnomorska sedymentacja powróciła we wczesnym dewonie, kiedy to powstały piaskowce plakodermowe.
Jednak najbardziej charakterystycznymi dla Geoparku są dewońskie skały węglanowe – wapienie i dolomity, obfitujące w skamieniałości gąbek, koralowców, ramienionogów i wielu innych, ciepłolubnych organizmów morskich. Stanowią one świadectwo rozwoju w środkowym dewonie środowisk rafowych, które zanikły pod koniec tego okresu na skutek pogłębienia i wychładzania się morza. Proces ten bardzo dobrze zapisał się w profilach skalnych wyraźną granicą między masywnymi, rafowymi wapieniami kadzielniańskimi a cienkoławicową serią marglisto-iłowcową ze skamieniałościami głowonogów.
W unikatowym na ponadregionalna skalę profilu górnego dewonu w miejscowości Kowala, zapisane są globalne zdarzenia biotyczne: jedno z pięciu największych wymierań fanerozoiku na granicy fran-famen – tzw. kryzys Kellwaser, spowodowany powstaniem warunków beztlenowych w zbiorniku morskim, oraz kryzys biotyczny w famenie – tzw. zdarzenie Hangenberg, także spowodowany warunkami anoksycznymi.
Ponadto na granicy fran-famen miało miejsce zdarzenie biokrzemionkowe, wyrażone silnym rozwojem organizmów krzemionkowych: gąbek i radiolarii, które zapisało się w profilu skalnym poziomem rogowców w obrębie wapieni.
Największe pogłębienie zbiornika miało miejsce we wczesnym karbonie, kiedy osadzały się łupki krzemionkowe z przeławiceniami tufitów, świadczące o dużej aktywności wulkanicznej na obszarach przyległych do basenu świętokrzyskiego, zwiastującej główną fazę orogenezy waryscyjskiej.
Na przełomie dolnego i górnego karbonu doszło do kolizji palekontynentów Laurosji i Gondwany, która wywołała orogenezę waryscyjską, zwaną też hercyńską. W jej wyniku powstały główne struktury fałdowe trzonu paleozoicznego Gór Świętokrzyskich. Wśród nich wymienić należy synklinę kielecką, antyklinę dymińską, synklinę gałęzicko-bolechowicką, antyklinę chęcińską i antyklinę zbrzańską. Wtedy powstał także słynny fałd Ślichowic.
Przez kilkadziesiąt milionów lat ląd świętokrzyski ulegał erozji i denudacji. U podnóży wzniesień tworzyły się piargi, a materiał gruzowy był przenoszony i obtaczany przez okresowe rzeki i strumienie, a następnie deponowany w postaci stożków na brzegu lądu. Są to tzw. zlepieńce zygmuntowskie.
Kolejne transgresje i regresje morza w górnym permie, środkowym triasie, środkowej i górnej jurze oraz w górnej kredzie pozostawiły grubą pokrywę osadów budujących obrzeżenie permsko-mezozoiczne Gór Świętokrzyskich. Kompleksy skał odpornych na wietrzenie – piaskowców i wapieni – tworzą dziś liczne wzniesienia, natomiast obniżenia wypełniają skały mułowcowe, ilaste i margliste, szczególnie w południowej i zachodniej części Geoparku.
Na początku triasu Góry Świętokrzyskie były lądem, na którym w warunkach ciepłego, suchego klimatu powstawały głównie osady rzeczne: piaskowce, mułowce i iłowce o charakterystycznej czerwonej barwie. Środkowotriasowe transgresje morskie pozostawiły po sobie sekwencje skał węglanowych retu i wapienia muszlowego, obfitujących w skamieniałości mięczaków, liliowców, ramienionogów, głowonogów – amonitów oraz szczątki ryb. Lądowe warunki sedymentacji powróciły w późnym triasie, kiedy w środowisku rozległej równi mułowej powstawały czerwone i pstre iły kajpru.
Brak na terenie Geoparku osadów najwyższego triasu oraz dolnej i najniższej środkowej jury nie pozwala na otworzenie jego historii w tym przedziale czasowym. Zapis kopalny rozpoczyna się w wyższej części bajosu (jura środkowa) i kontynuuje się do kimerydu (jura górna), dokumentując sedymentację w morskim, płytkim zbiorniku szelfowym o zróżnicowanej batymetrii. W bardzo płytkim, przybrzeżnym środowisku osadziły się piaskowce bajosu-batonu a w nieco głębszym, lagunowym – mułowce batonu.
Pogłębienie morza miało miejsce pod koniec jury środkowej. Osadziły się wówczas gezy wapniste z czertami. Miąższa sekwencja wapieni, podrzędnie margli górnej jury, obejmująca wapienie gąbkowe morawickie i siedleckie, powstała środowisku bioherm i równi mułowych. Natomiast młodsze wapienie ziarniste – oolitowe górnego i dolnego kimerydu powstały w płytkim morzu o stosunkowo wysokiej energii.
Morze jurajskie ustąpiło pod koniec tego okresu, a przez całą kredę dolną Góry Świętokrzyskie znów były lądem. Dopiero transgresja morska pod koniec wczesnej kredy zapisała się osadami piaszczystymi, fragmentarycznie zachowanymi na obszarze Geoparku. Młodsze, węglanowe osady górnokredowe, jeśli nawet osadziły się na obszarze dzisiejszego Geoparku, to zostały usunięte przez erozję, która miała miejsce we wczesnym paleogenie, po fazie laramijskiej alpejskich ruchów górotwórczych na przełomie kredy i paleogenu.
W tym czasie na południu wypiętrzały się Karpaty, natomiast na północnym zachodzie – antyklinorium środkowopolskie. Silne naciski tektoniczne z południa i z północnego zachodu powodowały pękanie i spiętrzanie się skał triasowych i jurajskich na południowym brzegu trzonu paleozoicznego w postaci długich, wąskich fałdów (np. antyklina zbrzańska). Natomiast starsze skały trzonu paleozoicznego podlegały intensywnym ruchom blokowym, które odmłodziły starsze uskoki i doprowadziły do powstania nowych stref uskokowych. Zapoczątkowany został długi, trwający do dziś lądowy etap w historii obszaru Geoparku.
Ostatni, znaczący epizod tektoniczny i związane z nim ruchy wypiętrzające miały miejsce w neogenie – miocenie. To one nadały Górom Świętokrzyskim obecny kształt.
Następujące po ruchach tektonicznych procesy wietrzenia i denudacji doprowadziły do powstania rozległej powierzchni zrównania, która stała się punktem wyjścia dla współczesnej rzeźby regionu. W warunkach ciepłego i wilgotnego klimatu paleogeńskiego oraz umiarkowanego, wilgotnego klimatu neogenu, w odsłoniętych, późnopaleozoicznych i mezozoicznych skałach węglanowych rozwinęły się procesy krasowe. Doprowadziły one m. in. do powstania jaskiń o wyjątkowej szacie naciekowej (Jaskinia Raj), a także wielu mniejszych form krasowych, rozsianych na obszarze Geoparku.
W czwartorzędzie lądolód skandynawski podczas zlodowaceń południowopolskich przekroczył Góry Świętokrzyskie i dotarł aż do północnych zboczy Karpat. Przyniósł ze sobą gliny, piaski, mułki oraz osady fluwioglacjalne.
Podczas zlodowaceń środkowopolskich i północnopolskich region znajdował się już na przedpolu lodowca. W surowym klimacie peryglacjalnym intensywnie wietrzały odsłonięte skały paleozoiczne i mezozoiczne. W czasie zlodowacenia północnopolskiego wiatry wiejące znad lądolodu osadziły na tym obszarze warstwę lessu.
W cieplejszych okresach interglacjalnych nadal rozwijały się procesy krasowe, a także kształtowała się sieć rzeczna, która – w zarysie – przetrwała do dziś.
Fałd w Rezerwacie skalnym im. Jana Czarnockiego w Ślichowicach. Fot. z archiwum PIG-PIB
Dziedzictwo przyrodnicze
Na przyrodę Geoparku składają się nie tylko skały, to również zróżnicowana przyroda ożywiona. Na stosunkowo niewielkiej powierzchni występują cenne i chronione siedliska, takie jak śródlądowe bory chrobotkowe, świetliste dąbrowy czy murawy kserotermiczne. O ogromnej bioróżnorodności świadczy też, że na terenie Geoparku opisano niemal połowę flory Polski (ponad 1000 gatunków roślin naczyniowych). Wśród nich znajdują się gatunki szczególnie cenne: chronione, rzadkie, a także zagrożone.
W Geoparku nie brakuje też licznych przedstawicieli fauny, wśród których warto wspomnieć o gniewoszu plamistym, bocianie czarnym i błotniaku stawowym, które objęte są ochroną.
Ponad 70% obszaru Geoparku stanowią tereny objęte prawną ochroną przyrody, w tym jego zasadnicza część wchodzi w skład Chęcińsko-Kieleckiego Parku Krajobrazowego. W całości na terenie Geoparku znajduje się 15 rezerwatów, zespół przyrodniczo-krajobrazowy, a także kilkadziesiąt pomników przyrody. Znaczną część Geoparku obejmują obszary chronionego krajobrazu oraz obszary Natura 2000.
Rezerwat Chelosiowa Jama w Jaworzni – odsłonięcie wapieni dewonu i piaskowców triasu w nieczynnym kamieniołomie. Fot. Michał Poros
Dziedzictwo kulturowe
Region świętokrzyski jest perłą na kulturowej mapie Polski. Lokalna społeczność kultywuje tradycje ludowe, a na niematerialne dziedzictwo składają się także miejscowe podania i legendy oraz opowieści górnicze. Człowiek obecny jest na obszarze Geoparku od niemal 60 tysięcy lat. Najstarsze ślady obecności neandertalczyków pochodzą ze stanowisk archeologicznych w Jaskini Raj. Późniejsze dzieje człowieka na tym obszarze dokumentują liczne stanowiska archeologiczne.
Rozwój zbiorowisk ludzi na tych terenach związany był mocno z eksploatacją i przeróbką surowców mineralnych: rud metali i surowców skalnych. Górnictwo nie stanowi jednak zamierzchłej przeszłości sięgającej średniowiecza: przemysł górniczy to także teraźniejszość i przyszłość.
Historia regionu zapisana jest też w budynkach, nierzadko wznoszonych z lokalnych surowców. Zabytki stanowią szeroką grupę obiektów, obejmującą m.in. liczne zespoły kościelne i klasztorne, zespoły urbanistyczne i krajobrazowe, kamienice, obiekty związane z dziedzictwem przemysłowym oraz pozostałości budownictwa wiejskiego i małomiasteczkowego.
Na szczególną uwagę zasługują ruiny Zamku Królewskiego w Chęcinach i dawny Pałac Biskupów Krakowskich w Kielcach, a także Park Etnograficzny w Tokarni, prezentujący architekturę kieleckiej wsi.
Dumni ze swojego dziedzictwa kulturalnego mieszkańcy pielęgnują lokalne tradycje. Działające na tym obszarze koła gospodyń wiejskich i zespoły folklorystyczne, prezentując na corocznych imprezach lokalne obrzędy, rękodzieło i muzykę, dbają, by pamięć o lokalnej kulturze nie zgasła.
Dawny Pałac Biskupów Krakowskich w Kielcach. Fot. z archiwum PIG-PIB
Tekst: Agnieszka Ładocha, Anna Fijałkowska-Mader, Witold Wesołowski
Mapa: Magdalena Furca