Общие черты

Белорусское Поозерье расположено на севере республики и грани­чит с запада на восток с Литвой, Латвией, Псковской и Смоленской об­ластями России. Максимальная протяженность по широте – 350 км, по долготе – 160 км. Территория относится к Балтийским Поозерьям За­падной и Северной Европы. Основу фундамента составляет сложное сочленение Латвийской седловины на севере, склонов Белорусской антеклизы на юге, Оршанской впадины на востоке. Крайний запад в пределах Балтийской гряды занимают Балтийская синеклиза и Вилей­ский погребенный выступ (Тектоника запада Восточно-Европейской платформы, 1990). Наиболее общей и важной чертой геоморфологии ре­гиона является молодость рельефа, оформление которого в настоящем виде связано с последней ледниковой эпохой, позднеледниковьем и голоценом. Основные котловины и возвышенности получили первич­ные контуры уже в эпоху сожского оледенения. В эти геологические этапы большое значение приобретали восходящие и нисходящие неотектонические и гляциоизостатические движения, оказавшие суще­ственное влияние на осадконакопление в водоемах, преобразование возвышенностей, трансгрессивные и регрессивные фазы морфо- и седи­ментогенеза.

Белорусское Поозерье на Восточно-Европейской равнине является классическим регионом, для которого характерно распространение фронтальных краевых моренных возвышенностей и угловых массивов с явным преобладанием тяжелых моренных суглинков и валунного мате­риала, не покрытых более поздними отложениями, с широким распро­странением форм рельефа ледниковой аккумуляции и экзарации. Клас­сическим для Восточно-Европейской равнины следует считать также распространение пресноводных приледниковых бассейнов, занимавших до 50 % территории, оставивших после себя плосковогнутые заболочен­ные низины. Различия происхождения наложило свой отпечаток на морфометрический рисунок региона. Абсолютные высоты варьируют в пределах от 120 м в центре до 220 м на Свенцянской и 290 м на Витеб­ской возвышенностях.

В рельефе Белорусского Поозерья ясно выражены вытянутые в субширотном направлении полосы краевых ледниковых комплексов. Они образованы балтийским, чудским и ладожским ледниковыми пото­ками, многочисленными языками и фиксируют положение края ледника в периоды его длительного стационарного положения: стадии, фации, осцилляции и даже годичные остановки. Южное положение края последнего ледника – оршанская стадия. Граница проходит по Южно-Нарочанской гряде и далее на восток через Лукомскую и северную часть Оршанской возвышенности. Эта граница соответствует бранденбург­ской стадии в Западной Европе и бологовской на Валдае. Она объединяет Южно-Нарочанскую гряду, Лепельскую, Лукомскую, север­ную часть Оршанской возвышенности. Севернее выделяется витебская (свенцянская) фаза, которая сопоставляется с франкфуртской в Запад­ной Европе и едровской на Валдае. Самая северная, а следовательно, и наиболее молодая браславская стадия (рис. 9), включающая Браслав­скую возвышенность, Освейскую гряду, Нещердовскую и Городокскую возвышенности.

В Западной Европе эта стадия носит название поморской (померан­ской) и вепсовской на Валдае. Не менее принципиальной чертой гео­морфологии Белорусского Поозерья следует считать мелкоконтурность рельефа, которая в свою очередь создает мелкоконтурность почвенно-растительного покрова и в целом ландшафта. Показателем мелкокон­турности может служить густота расчленения на возвышенностях, кото­рая достигает 0,5–0,8 км/км². Эта особенность определяется не столько эрозионным расчленением, сколько частотой вершин холмов. В отдель­ных районах холмистость достигает 15–18 вершин на 1 км². Длительные или относительно короткие остановки края ледника характеризуются определенным составом отложений и закономерным размещением лед­никовых и водно-ледниковых форм, создающих геоморфологические комплексы. Каждый комплекс включает краевые (напорные и насып­ные) гряды и возвышенности, ограниченные с дистальной стороны зан­дровыми (перигляциальными) низинами, а с проксимальной – сложным сочетанием форм рельефа, свойственным ледниковым языкам. Так, фронтальный комплекс свенцянской фазы (Свенцянская, Ушачская, Витебская возвышенности) отличается разнообразным холмисто-моренно-озерным, рельефом основной морены. На юге он резко ограни­чен Нарочано-Вилейской, Верхнеберезинской, Лучесинской низинами с остаточными озерами, водно-ледниковыми формами. Геоморфологиче­ские комплексы браславской стадии включают фронтальные образова­ния Браславской, Освейской, Нещердовской, Городокской возвышенно­стей. К югу они сменяются Полоцкой, Дисненской, Суражской озерно-ледниковыми низинами, а севернее – холмисто-моренно-озерным и ка­мовым рельефом языковой части комплекса. В пределах браславской стадии выделяются три крупных геоморфологических комплекса: бра­славский, освейско-нещердовский, городокский. Первый из них связан с балтийским потоком. На севере и северо-востоке он ограничен широт­ным (маргинальным) участком Западной Двины, южная граница совпа­дает с Полоцким разломом кристаллического фундамента по линии: озера Дрисвяты, Дривяты, Обстерно, Сумовка, Говцы, Миоры, Черес и далее на северо-восток до меридионального отрезка Западной Двины. В браславском геоморфологическом комплексе четко выделяется граница осцилляции, которая проходит по линии: оз. Недрово, маргинальная долина реки Друйки. Общий характер рельефа и гидросети свидетельст­вуют о затрудненности стока талых вод на юг. Меридиональные эле­менты поверхности здесь представлены не столько речными долинами, сколько ложбинными котловинами озер: Даубле, Опса, Рака, Богинское. Образование сквозной долины Западной Двины на участке Верхне­двинск–Краслава способствовало спуску приледникового Полоцко-Дис­ненского водоема в сторону Балтийского моря. Перигляциальная часть комплекса представлена Дисненской низиной.

Освейско-Нещердовский геоморфологический комплекс является восточным ответвлением Латгальской возвышенности. На юге он огра­ничен долиной р. Дрысы, образующей маргинальную линию по краю дрисенского ледникового языка. Крайняя восточная граница совпадает с системой ложбинных озер группы Синьша, а на западе – с долиной р. Сарьянки. Северная граница комплекса ограничена озером Освей­ским, Освейской грядой, системой озера Лисно и далее на северо-востоке – Нещердовской фронтальной мореной и озером Нещердо. В пределах комплекса выделяется линия осцилляторной остановки края ледника. Она проходит от Освейской гряды на Россоны и далее к южной оконечности оз. Нещердо. Существенным показателем ком­плекса являются речные долины. Основную маргинальную долину образует р. Дрыса. Меридиональные субсеквентные долины представ­лены реками Сарьянкой, Ужицей, Свольной, Нищей, которые являлись основными путями стока вод браславской стадии.

Городокский геоморфологический комплекс расположен в крайнем северо-восточном углу браславской стадии и является ледораздельной зоной чудского и ладожского ледниковых потоков. Кодплекс протяги­вается в субмеридиональном направлении от подпрудной котловины оз. Езерище на севере до широтного участка долины Западной Двины на юге. Осцилляторная остановка края ледника фиксируется маргинальной долиной р. Овсянки. Небольшая осцилляция на севере оконтуривается долиной р. Ловать, которая была перехвачена при своем движении на юг в сторону Овсянки и повернута на север в сторону Балтики, образо­вав характерный коленообразный изгиб.

Примеры геоморфологических комплексов, созданных леднико-выми языками, нередко можно обнаружить в пределах свенцянской фазы. К их числу, в частности, относится мядельский и сенненский комплексы (рис. 10).

Мядельский комплекс расположен к северу от оз. Нарочь и образо­ван ледниковым языком, вытянутым с севера на юг. Южная часть ком­плекса ограничена субширотными грядами Свенцянской возвышенно­сти и подпрудной котловиной оз. Мядель. В северной части комплекса все гидрографические и геоморфологические элементы имеют мери­диональное направление, которое подчеркивается рисунком изогипс, а также системой ложбинных, эворзионных, термокарстовых озерных котловин, соединенных р. Мяделькой.

Аналогичное строение имеет Сенненский геоморфологический комплекс. Южная часть ледникового языка ограничена здесь субширот­ными грядами Оршанской возвышенности. Для основной части ком­плекса изогипсы преобретают субмеридиональное расположение, также вытянуты с северо-запада на юго-восток котловины озер и соединяю­щие их протоки.

В каждом большом и малом геоморфологическом комплексе дея­тельность ледника выражена в образовании напорных гряд, многочис­ленных гляциодислокаций, отторженцев, гляцигенных ложбин и других признаков ледниковой экзарации. Относительные высоты достигают 50–60 м, а углы наклона – 15–20°. Насыпные (аккумулятивные) гряды обычно имеют более сглаженный характер, меньшие высоты при отсут­ствии форм ледниковой экзарации. Значительную роль в формировании геоморфологических комплексов играли неподвижные (мертвые) лед­ники. Крупные ледяные массивы, перегруженные моренным материа­лом, отличались густой трещиноватостью и интенсивной деятельностью надледниковых, внутриледниковых водных потоков. С их участием в трещинах накапливался слоистый песчано-глинистый материал. В про­цессе таяния ледника этот материал проектировался на ложе ледника и преобразовывался в озовые гряды, камовые холмы, создавая своеобраз­ный сложный рисунок на поверхности моренных возвышенностей и равнин, занимая нередко наиболее значительные высоты в их пределах. Намного реже в Поозерье встречаются друмлины, которые характери­зуют местные подвижки ледника, отличаются асимметричными скло­нами и сложены тяжелыми моренными суглинками.

Отличительной чертой геоморфологических комплексов Белорус­ского Поозерья являются отрицательные формы рельефа – замкнутые и полузамкнутые западины, озерные котловины, речные долины. Первые образовались на месте небольших водоемов, заполненных ледниковыми водами, а затем в период дегляциации спущенных ручьями и протоками и превращенных в болота. Котловины «живых» озер в Белорусском Поозерье многочисленны и разнообразны. В сочетании с положитель­ными формами озерные котловины создают своеобразный холмисто-моренно-озерный ландшафт. Только в бассейне Западной Двины коли­чество озер достигает 3000, а в отдельных районах их общая площадь составляет 5–9 % площади водосбора. Расположены озерные котловины преимущественно в пределах моренных возвышенностей и равнин. Урез воды водоемов Свенцянской возвышенности – 165 м, а Браславской – 130 м. Образование озерных котловин связано с деятельностью ледника и его талых вод. В зависимости от их генезиса выделяются котловины подпрудные, ложбинные, эворзионные, сложные, термокарстовые. В пределах заболоченных низин распространены плоские остаточные кот­ловины. Озера чаще всего образуют группы, соединенные мелковод­ными протоками. Стабильность их уровня является результатом переуг­лубленности котловин в сравнении с потоками и небольшими реками.

Внешний вид и морфология большинства озерных котловин отли­чаются многочисленными признаками молодости, которая выражается в сохранении ледниковой деятельности, значительной глубине вреза в моренные отложения, четком выражении бровки, склонов, подводного рельефа, отсутствии эрозионного расчленения и др. Кроме того, сущест­вует явное несоответствие морфологии котловин и возраста заполняю­щих их озер. Если первые созданы ледником и его водами и имеют зна­чительный абсолютный возраст, то период существования самих озер не превышает 10–12 тыс. лет. Каждый генетический тип котловин зани­мает определенное положение в ледниковом комплексе.

I тип, – ложбинные котловины (гляцигенные рытвины, ринны), приурочены к проксимальной части ледниковых языков. При неболь­ших площадях они отличаются значительными глубинами, достигаю­щими 20–40 м. В литературе ринны рассматриваются как результат лед­никового выпахивания или эрозионной деятельности подледниковых потоков в условиях значительного гидростатического давления. Внеш­ним признаком котловин этого типа служит вытянутость (рис. 11) в на­правлении движения ледника. В продольном профиле наблюдается сочетание глубоких впадин, занятых озерами, и сухих перешейков между ними – ригелей, что характерно для ледниковых ложбин. В самих озерах выступы ложа (усухи) по сравнению с впадинами – плесами – возвышаются на 10–15 м, а иногда образуют острова. Форма попереч­ных профилей корытообразная, типична для троговых долин с плоским дном и крутыми склонами: озера Долгое, Лесковичи, Соро, Гиньково, Тиосто. Котловины глубоко врезаны в моренные суглинки и напоми­нают каньон. Накопление отложений началось в начале голоцена. В других случаях морфология ложбинных котловин свидетельствует о водно-ледниковом происхождении (Свирская, Сорочанская ложбины, окруженные песчаными отложениями и водно-ледниковыми формами – озами и камами).

II тип, – подпрудные котловины (рис. 12), занимают гляциодепрес­сии между моренными возвышенностями или грядами, чаще всего в краевой зоне геоморфологических комплексов. Наиболее типичны крупные котловины озер Нарочь, Мястро, Мядель, Дривяты. Чаще всего котловины асимметричны, озера среднеглубокие и неглубокие. Рельеф ложа холмистый или пологоволнистый. Осадконакопление началось в позднеледниковье – аллеред (12 т. лет).

III тип, – эворзионные котловины, наиболее характерны для внут­ренней стороны фронтальных морен и языковой зоны. При небольших площадях озера этого типа (Рудаково, Светлое, Свиты, Воронец, Вер­куды) отличаются значительными (более 20 м) глубинами, крутыми склонами и котлообразной формой. Происхождение их связано с раска­лыванием ледника и вертикальным падением в трещины талых вод, спо­собных выбивать в ложе ледника котлообразные впадины. Этот процесс получил название эворзии. Многие авторы считают, что глубокие впа­дины в котловинах другого типа имеют эворзионное происхождение.

IV тип, – сложные котловины (рис. 13), характерны для фронталь­ной части геоморфологических комплексов. Они формируются при участии процессов эрозии, эворзии, термокарста. При движении лед­ника по неровному ложу в многочисленных трещинах скапливается слоистый песчано-глинистый материал и проектируется на поверхность ложа ледника, образуя сеть озов и камов. На месте участков цельного льда формируются глубокие плесы. Возникают озера со сложным ри­сунком береговой линии. Например, в оз. Отолово при площади 8,2 км² длина береговой линии равна 21 км.

V тип, – термокарстовые котловины, своим происхождением обя­заны просадке грунта при вытаивании находящегося в его толще погре­бенного (мертвого) льда или мерзлых горных пород. Такие котловины, как правило, имеют округлые или лопастные очертания, небольшие глу­бины, пологие склоны. Наибольшее распространение они получили в языковой части ледникового комплекса, а также в перигляциальной зоне в условиях вечной мерзлоты. В таких условиях мертвые ледники могут сохраняться под слоем морены или флювиогляциальных отложений длительное время даже в условиях значительного потепления климата.

VI тип, – остаточные котловины, нередко встречаются на месте спущенных приледниковых озер. Пологие, заболоченные склоны, округлые очертания, незначительные глубины, значительная мощность отложений – основные черты этого типа.

Уже отмечалось, что котловины ложбинных, сложных, эворзион­ных озер отличаются морфологической свежестью, несмотря на солид­ный возраст. Исследования этого несоответствия позволили выделить в

развитии котловин этап ледниковой консервации льдом или мерзлыми грунтами, заполнявшими котловины и способствующими ее сохране­нию в позднеледниковье, которое продолжалось в пределах 15–10 тыс. лет назад. В раннем голоцене (10–8 тыс. лет назад) – в пребореале и бо­реале – началось интенсивное освобождение (расконсервация) леднико­вых котловин от заполнявших их ледяных толщ. Появились первые еще не глубокие озера на поверхности консервирующих масс. В условиях потепления климата в бореальном и атлантическом периодах голоцена (8–6 тыс. лет назад) расконсервация закончилась. В период высокого уровня Полоцкого водоема слоями воды покрывались склоны приле­гающих возвышенностей, оставивших песчано-глинистые осадки. Они образовали широкие озерные террасы до высот 170–165 м (И. Э. Пав-ловская, 1994). В ледниковых котловинах сформировались современные озера, на дне которых начали накапливаться песчаные, глинистые, карбонатные и илистые отложения. В современный период голоцена – субатлантический – во многих случаях они представлены органомине­ральными сапропелями. Процесс расконсервации котловин носил ха­рактер гляциокарста (термокарста).

В любой озерной котловине выделяются подводная (чаша) и над­водная части. Последняя представлена склонами и берегами. По высоте и форме склоны подразделяются на высокие, низкие, выпуклые, пря­мые, вогнутые. Это показатели происхождения котловины, геологии, рельефа водосбора, направленности современных процессов и форм: оползней, эрозионных рытвин, впадающих и вытекающих рек, распа­ханности ближайших участков водосбора и проч.

В глубоких котловинах, расположенных на моренных возвышенно­стях, склоны нередко совпадают с берегами, обрываются к урезу воды и подвергаются абразии. Однако чаще всего вдоль береговой линии обра­зуется низкая береговая отмель – озерная пойма, отделяющая склоны от чаши. В некоторых случаях склоны котловин осложнены террасами, ко­торые являются свидетелями колебания уровня озер. Обычно над пой­мой возвышается незатопляемая низкая (первая надпойменная) аккуму­лятивная терраса. Она сложена слоистыми озерными отложениями: заи­ленными песками, с прослойками глин, охристых ожелезненных песков, иногда с включением извести или лимонитовых конкреций. Низкая тер­раса образовалась при понижении уровня воды и выходе на поверхность мелководной прибрежной зоны – литорали. Ее ширина колеблется до нескольких сотен метров, а высота не превышает 1,0–1,5 м. При искус­ственном понижении уровня воды высота увеличивается до 3–5 м (озера Соро, Веркуды, Пазушное). Вторая (высокая) надпойменная цокольная терраса обнаружена на высоте 5–8 м над уровнем озера. Обычно она врезана в рыхлые отложения древних озер, водно-ледниковые и даже донно-моренные осадки. Формировалась в период расконсервации кот­ловин в раннем голоцене и понижения в связи с этим уровня. В отдель­ных случаях высокая терраса выражена несколькими линиями (оз. Снуды), связанными с неоднократным понижением базиса эрозии или уровня соседних с ним приледниковых озерных водоемов. Сле­дующий за бореальным атлантический теплый и влажный период харак­теризовался трансгрессией озер, накоплением рыхлых литоральных осадков, создавших подводную площадку будущей низкой аккумуля­тивной террасы. Последняя окончательно сформировалась в результате понижения уровня в сухом теплом климате суббореального периода. Современные озера в естественном состоянии обнаруживают признаки трансгрессии, отвечающей влажному прохладному современному кли­мату субатлантического периода голоцена. Этот процесс выражается в затоплении устьев рек, береговых валов, заболачивании поймы, прояв­лении абразии у крутых берегов.

Неотъемлемая часть озерной котловины – берега (береговые от­мели), т. е. прилегающая к озеру часть поймы. Они развиваются под не­посредственным влиянием волн в условиях переменного затопления. Кроме того, влияние оказывают деятельность рек, направление и сила ветра, развитие прибрежной растительности, деятельность человека. Различаются три основных типа береговых отмелей: абразионные, аккумулятивные, нейтральные. Первые отличаются значительными вы­сотами (0,3–0,5 м), извилистыми очертаниями, наличием каменистых мысов и глубоких бухт. Прибрежная полоса у них сложена песчано-галечниковым и валунным материалом. Аккумулятивные берега также характеризуются проявлением динамических процессов, которые про­являются в развитии песчаных пляжей, береговых валов, песчано-галеч­никовых кос. Большинство береговых отмелей относится к числу ней­тральных, которые характеризуются пологими и низкими берегами и равновесием между процессами эрозии и аккумуляции. Значительную роль играет полоса прибрежных макрофитов, которая служит защитой от разрушения и контролирует равномерное размещение аккумулятив­ных осадков. Берега, сложенные органическими породами, обычно очень низкие, нередко сплавинные или торфянистые.

Своими особенностями обладает рельеф подводной части озерной котловины. Мелководная часть – литораль – распространяется в сред­нем до глубины 2–3 м и занимает 5–20 % площади. Поверхность ее слегка наклонена в сторону глубокой части озера, а в строении преобла­дают пески с примесью глины и карбонатного вещества. При условии абразионных берегов литораль слагается галькой с валунами. Склон литорали – сублитораль – обычно сложен мелким песком, глиной, а в некоторых озерах – карбонатами. Глубина распространения до 10–15 м в глубоких озерах, где подводный угол наклона достигает 25°. В неглу­боких озерах сублитораль выражена хуже и угол наклона не превышает 3–5°. Основную часть озерной чаши составляет ложе – профундаль, рельеф которой зависит от типа котловины.

Важнейшей чертой геоморфологического облика Белорусского Поозерья являются речные долины, которые характеризуются молодо­стью и чертами, свойственными невыработанным долинам. Они выра­жаются в каньонообразной форме поперечного профиля, наличии поро­гов и перекатов, высокой степени озерности, распространении сквозных участков, слабом развитии поймы и террас, четковидности русел и т. д. Реки относятся к бассейнам Черного и Балтийского морей. Общей чер­той гидрографической сети следует считать процессы вершинного и бокового перехвата, под влиянием которого происходило смещение водораздела и образование сквозных долин, изменение направления водотоков с юга на север в связи с положением края ледника, его отсту­панием и освобождением территории от деятельности ледниковых вод. Коротко этот процесс выражается в том, что в период дегляциации лед­ника все водотоки и пра-реки двигались с севера на юг. По мере осво­бождения от ледника основного уклона территории к Балтийскому морю значительная часть их заворачивала на северо-запад с помощью маргинальных участков и сквозных долин. Примером могут служить долина Немана, огибающая край ледника в среднем течении и прорвав­шего затем путь к Балтике, долины Щары (притока Немана), Вилии, Лучесы, Ловати и многих других. Современное строение гидрографи­ческой сети сформировалось в позднеледниковье и голоцене, т. е. за последние 12–10 тыс. лет. В связи с этим есть основание более под­робно рассмотреть условия формирования водораздела и стока на при­мере сквозных долин (В. А. Дементьев, 1959).

Наиболее значительной консеквентной рекой Поозерья является Западная Двина. Ее долина пережила сложную историю в позднеледни­ковье и голоцене. В период формирования Полоцкого приледникового водоема существовала лишь верхняя часть долины, а пра-Западная Двина впадала в Полоцкое озеро. По мере понижения уровня озера и последующего его спуска в Балтийское море в долине Западной Двины формировался каскад водоемов, соединенных сквозными участками до­лины. Озерное происхождение имеет сквозной участок в районе Витебск – Руба, где долина пересекает возвышенность и приобретает каньонообразный характер, который имеет также р. Витьба – правый приток. Подпруженные воды Полоцкого и Лучесинского приледнико­вых водоемов образовали сток на юг к Днепру по реке Лучесе. Позже со спуском приледниковых озер реки Лучеса, Оболянка, Черница исполь­зовали направление стока на север и образовали в процессе перехвата левые притоки Западной Двины. Сухая долинообразная ложбина в сто­рону Днепра сохранилась в рельефе. Второй участок сквозной долины Западной Двины образовался в ее среднем течении на участке Кра­слава–Даугавпилс и связан с энергичным спуском Полоцкого приледни­кового водоема через Балтийскую моренную фронтальную гряду. Мор­фологические особенности долины на этом участке также имеют харак­тер каньона с порожистыми чертами. Глубокий врез долины Западной Двины связан также с понижением ее базиса эрозии – Балтийского моря в конце позднеледниковья и начале голоцена. Многочисленные субсек­вентные притоки Западной Двины (с нижнего течения) правые: Сарь­янка, Дрыса (с притоками Свольна, Нища), Полота, Оболь, Витьба дре­нируют в верхнем течении озера, а в нижнем течении образуют марги­нальные участки, связанные, по-видимому, с обходом мертвых ледников в период их дегляциации. Долины глубоко врезаны, каньонообразны, а Сарьянка образует пороги при пересечении девонских доломитов. Левые притоки – Друя, Дисна, Ушача, Дива, Улла, Лучеса –дренируют многочисленные озера, пересекают возвышенности, но лишены марги­нальных участков. Главная река системы – Западная Двина – начинается из оз. Корякино на Валдайской возвышенности. Длина реки 1020 км, из них по территории Беларуси – 328. Озерность – 3 % площади всего водосбора. В пределах Беларуси водосбор составляет 33,2 тыс. км². Гус­тота эрозионной сети – 0,45 км/км². Трапециевидная, каньонообразная долина имеет среднюю ширину 2–3 км, глубина вреза – 20–50 м. На склонах выделяются два уровня поймы на высотах 1–1,5 и 3–4 м. Ши­рина на северо-востоке около 60 м, в районе г. пос. Руба сокращается до 10–20 м, а в русле образуются пороги в девонских доломитах. В преде­лах Полоцкой низины пойма достигает 300 м, однако при слиянии с рекой Дисной скопление крупных валунов в русле образует узкий порожистый участок. Первая надпойменная терраса эрозионно-аккуму­лятивная, с маломощным слоем аллювия. Ее высота над урезом воды 7–9 м ширина 2–2,5 км. Вторая надпойменная цокольная терраса наблюдается на отдельных участках долины на высоте 15–19 м. Ее ширина до 14 км, на поверхности встречаются термокарстовые западины, а также эоловые дюнно-бугристые формы. Выше Витебска на высоте 26–33 м над урезом воды отмечаются террасовидные площадки и эрозионные локальные террасы, образование которых связано с колебаниями уровня Полоцкого приледникового водоема.

Второй наиболее значительной рекой Белорусского Поозерья явля­ется р. Вилия – правый приток Немана. Ее основные притоки: Ошмянка, Илия, Нарочь, Сервечь, Страча, Уша. Долина Вилии построена сложно и включает несколько участков. Выше города Вилейки ширина долины около 3 км, глубина вреза 15–20 м, склоны образуют низкие и повы­шенные участки. Пойма обычно невысокая – 1–2 м, шириной до 0,5 км. Хорошо выражена первая надпойменная терраса позднеледникового возраста. Ее высота – 5–7 м, ширина около 0,5 км. Сложена водно-лед­никовыми осадками с небольшой покрышкой аллювия. Ниже по тече­нию долина Вилии приобретает сложный характер, в котором основу составляет маргинальное направление. При движении к Неману долина огибает фронтальные морены свенцянской фазы, образует узкие сквоз­ные участки при пересечении моренных гряд. На большом расстоянии долина реки асимметрична. Правый крутой склон подмывается рекой, на левом пологом склоне выделяются пойма высотой 1,5–2 м над урезом воды и две надпойменные террасы, высотой 5 и 9 м, шириной около 0,5 км, а также несколько террасовых уровней, образованных при спуске Нарочано-Вилейского приледникового озера. Две нижние террасы сформировались в позднеледниковье и в начале голоцена в процессе спуска рекой Вилией озерного водоема. Для Вилии и ее притоков харак­терна гидрологическая связь с озерами Швакшты, Сарочанские и др. Также характерны сквозные долины Илии–Гайны, Ошмянки–Голь­шанки, Страчи–Вилии, Березины (неманской) и др. Они характеризуют геоморфологическую и гидрологическую связи долины Вилии и ее притоков с морфоструктурами сожского и поозерского оледенений.