Общая характеристика белорусского Поозерья

ВВЕДЕНИЕ

Одним из наиболее интересных объектов для геоморфологического изучения на территории Беларуси является область Белорусского Поозерья. Рельеф здесь в значительной степени обусловлен деятельностью последнего, поозерского ледника.

Своеобразие территории связано с молодостью ледникового рельефа, преобладанием моренных отложений, преимущественно суглинков, на возвышенностях, обилием котловин озер, соединенных слабо выработанными протоками.

Абсолютные высоты на возвышенностях достигают 200-250 метров, а на озерно-ледниковых низменностях опускаются до 120-150 метров.

Среди особенностей геоморфологического комплекса Белорусского Поозерья можно выделить ряд как позитивных, так и негативных экологических факторов.

К позитивным можно отнести: своеобразие и живописность рельефа, создающая предпосылки для организации здесь рекреационных центров, маршрутов экологического туризма, особо охраняемых природных территорий. Также существуют естественные возможности создания озер-водохранилищ и небольших гидросооружений, а также ветроэнергетических установок.

Среди негативных факторов следует особо отметить экологическую неустойчивость геоморфологического комплекса, которая является следствием молодости рельефа. Об этом свидетельствуют невыработанность продольных профилей рек, наличие в их верховьях озерных систем, достаточно большая крутизна склонов.

Неблагоприятными экологическими факторами, влияющими на сельскохозяйственную деятельность, являются мелкоконтурность и завалуненность угодий, эродированность земель.

В современном рельефе области Белорусского Поозерья в достаточно высокой степени выражена антропогенная трансформация земной поверхности.

Морфологически техногенные образования представлены как положительными, так и отрицательными формами природно-антропогенного и техногенного генезиса.

Нарушение и деградация естественного рельефа влечет за собой изменения в ландшафтах Поозерья, оказывает заметное влияние на биологические организмы, в том числе и человека.

Все это свидетельствует, что тема дипломной работы крайне актуальна. Целью работы является исследование рельефа Белорусского Поозерья, его генезиса, количественных и качественных характеристик.

В соответствие с целью, задачами дипломной работы являются:

1. определение географического положения Белорусского Поозерья, его границ;

2. изучение влияния оледенений  на рельеф Поозерья;

3. комплексная характеристика геоморфологических районов, входящих в геоморфологическую область Белорусского Поозерья;

4. применение ГИС-технологий  для изучения рельефа области.

1 ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ ПРОВИНЦИИ, ЕЁ ГРАНИЦЫ

Территория Беларуси расположена в западной части центральной нечерноземной полосы Восточно-Европейской, или Русской, равнины в пределах бассейнов среднего течения Западной Двины, Немана и верхнего течения Днепра.

Ее тектонические, гидрогеологические, геоморфологические, почвенно-гидрологические и климатические условия, а также растительный покров неоднородны и имеют определенную зональную выраженность, что является результатом преобразований природной среды в ледниковый период и следствием современного географического положения республики.

Сравнительное изучение природных компонентов географической среды (рельефа, климата, почв, растительного покрова и др.) позволило выделить на территории Беларуси природные регионы – ландшафтные и физико-географические подзоны, входящие в состав зоны лесов умеренного пояса, а также провинции, округа и районы как основные таксономические единицы комплексных – физико-географического и ландшафтного природных районирований.

Белорусское Поозерье (БП) – это особый природный регион, выделяемый под разными наименованиями во многих схемах специальных тематических и комплексных районирований территории Беларуси. Он занимает северную часть республики и ограничивается с юга линией, примерно проходящей по населенным пунктам Островец – Сморгонь – Вилейка – Докшицы – Лепель – Новолукомль – Толочин – Осинторф.

Следует отметить, что южная граница этого природного региона по-разному очерчивается схемами физико-географического, ландшафтного и других комплексных и специальных природных районирований. В административном отношении Белорусское Поозерье охватывает почти всю Витебскую область, северо-западную часть Минской и северо-восточную Гродненской областей.

Максимальная протяженность территории БП с севера на юг около 160 км, а с запада на восток 340 км, её координаты 54˚34' и 56˚10' северной широты и 25˚ 40' и 31˚ восточной долготы; площадь 4,1 млн. га, что составляет 18,7% общей территории Беларуси. На западе БП граничит с Литвой, на северо-западе с Латвией, на севере и востоке с Псковской и Смоленской областями России [1].

Поозёрская провинция озёрно-ледниковых, моренно-озёрных и холмисто-моренно-озёрных ландшафтов — индивидуальный природно-территориальный комплекс ранга ландшафтной провинции, выделяемый в системе ландшафтного районирования Беларуси.

Провинция выделяется распространением подтаёжных ландшафтов, характеризующихся рядом особенностей, наложивших отпечаток на природу всей провинции. Для Поозерья наиболее типичны средневысотные и низменные, несколько в меньшей степени возвышенные ландшафты. Однако своеобразие ландшафтной структуры определяют ландшафты всего нескольких родов. Это в первую очередь, озёрно-ледниковые ПТК, представленные примерно на 1/3 площади провинции.

Далее следуют моренно-озёрные и холмисто-моренно-озёрные ландшафты. На долю доминирующих ПТК приходится около 70 % территории. Среди прочих довольно значительно участие водно-ледниковых с озёрами и камово-моренно-озёрных ландшафтов.

1.1 Характеристика тектонических структур Поозерья

Белорусское Поозерье отличается разнообразным и молодым ледниковым рельефом. Крупнохолмистые моренные возвышенности с глубокими котловинами озёр чередуются с пологоволнистыми моренными и плоско-вогнутыми озёрно-ледниковыми равнинами.

Широко развит комплекс ледниковых форм рельефа: область ледникового языка с ложбинами и разнообразными озёрами, озами, камами, друмлинами, область конечной морены с грядообразным холмистым рельефом, водно-ледниковые и озёрно-ледниковые низины.

Поозерье расположено на границе больших тектонических структур: северного склона Белорусской антеклизы в центре, Оршанской впадины на востоке и Латвийской седловины на севере и северо-западе (рисунок 1.1). На кристаллическом фундаменте залегают осадочные породы протерозойского и палеозойского (ордовикского, силурийского и девонского) возраста, перекрытые большой (более 150 м) толщей четвертичных отложений березинской, днепровской, сожской и поозерской ледниковых эпох.

Белорусское Поозерье включает конечно-моренные гряды свенцянской и браславской фаз (стадий) поозерского оледенения и водно-ледниковые равнины периода отступания ледника.

Антеклизы: 1. Белорусская, 2. Воронежская. Впадины: 3. Оршанская, 4. Подлясско-Брестская. Прогибы: 5. Припятский, 6. Днепровско-Донецкий. Седловины: 7. Полесская, 8. Жлобинская, 9. Брагинско-Лоевская, 10. Латвийская. 11. Балтийская синеклиза. 12. Микашевичско-Житковичский выступ. 13. Луковско-Ратновский горст. 14. Украинский щит.

Рисунок 1.1 - Схема тектонического районирования территории Беларуси [2]

1.1.1 Белорусская антеклиза

Структура занимает северо-западную и центральную часть Белоруссии и небольшие участки на юго-востоке Литвы и северо-востоке Польши.

Граничит на северо-востоке и востоке с Оршанской впадиной, на востоке со Жлобинской седловиной, на юго-востоке с Припятским прогибом, на юге с Полесской седловиной, на юго-западе с Подлясско-Брестской впадиной, на западе (за пределами республики) с Мозовецко-Любленским прогибом, на северо-западе с Балтийской синеклизой, на севере – с Латвийской седловиной.

Антеклиза имеет форму неправильного треугольника с основой около 500 км и высотой до 400 км. Простирается в сводчатой части по изогипсе на 300 км в субширотном направлении, длина около 350 км, ширина от 40 до 120 км.

Глубина залегания кристаллического фундамента от –50 - +103 м в сводчатой части до –500 - –700 м на крыльях и –1000 м и более на западном склоне. Наиболее приподнятая часть антеклизы, где кристаллический фундамент залегает преимущественно под плиоцен-антропогенновыми отложениями называется Центральнобелорусским массивом.

Фундамент антеклизы сложен толщами архейских метаморфических пород, прорванных интрузиями гранитоидов и основных пород, которые образуют систему синклинорных структур север – северо-восточного направления. Метаморфические породы сложены преимущественно с гнейсов неманской серии. Платформенный чехол антеклизы сложен верхнепротерозойскими, палеозойскими, мезозойскими и кайнозойскими отложениями.

В границах антеклизы по поверхности фундамента и нижней части платформенного чехла выделяются пологие поднятия и погружения (тектонические структуры второго порядка) и локальные тектонические структуры. К структурам второго порядка отнесены: Центральнобелорусский массив, Бобруйский погребенный выступ, Вилейский погребенный выступ Ивацевичский погребенный выступ, Бабовнянский погребенный выступ, Воложинский грабен.

Повернутые к Балтийской синеклизе и Оршанской впадине пологие склоны Белорусской антеклизы выделяются как Прибалтийская моноклиналь и Приоршанская моноклиналь. К локальным структурам относятся небольшие приподнятые и опущенные блоки фундамента, которые отражаются в строении платформенного чехла: Копыльское, Шиловичское, Щучинское, Вороновское поднятия, Клецкое и Дворищенское погружения. Внутренняя структура кристаллического фундамента характеризуется развитием линейных складок северо-восточного простирания (рисунок 1.2).

Рисунок 1.2 – Схема тектонического строения Белорусского Поозерья [2]

Территория Поозерья расположена на Вилейском погребенном выступе – эта тектоническая структура расположена в северо-восточной части Белоруской антеклизы, на севере Минской и на западе Витебской областей. Имеет форму равностороннего прямоугольного треугольника с шириной сторон около 200 км, по изогипсе поверхности фундамента – 600 м.

На юго-западе Ошмянским разломом отделяется от Воложинского грабена. Северо-западный склон выступа переходит в Прибалтийскую моноклиналь на границе с юго-восточным крылом Балтийской синеклизы, восточный – юго-восточный склон – в Приоршанскую моноклиналь.

Поверхность фундамента в границах выступа опускается с юго-запада на северо-восток в направлении Молодечно-Докшицы – Полоцк от - 0,2 до –0,6 км.

1.1.2 Латвийская седловина

Седловина занимает самую северную часть Беларуси, отделяет Балтийскую синеклизу от Московской синеклизы и Оршанской впадины. Структура вытянута с запада на восток на 250 – 300 км, ширина ее до 200 км. В центральной части седловины кристаллические породы залегают на отметках около –700 м, на востоке уходят на глубину примерно –1400 м, а со стороны Белорусской антиклизы поднимаются до –500 м.

В границах Латвийской седловины выделятся структуры второго порядка: выступы (Эргилинский, Вилякский), прогибы (Гулбенский), моноклинали (Долговпилская), ограниченные разломами с амплитудой от 50 до 100 м.

1.1.3 Оршанская впадина

Отрицательная тектоническая структура Восточно-Европейской платформы на северо-востоке Беларуси. Простирается на север – северо-восток и разделяет Белорусскую и Воронежскую антеклизы. Небольшое ответвление Оршанской впадины тянется на юго-запад до г. Червень и образует Червенский структурный залив.

На востоке граничит с Ярцевским погребенным выступом, на севере через слабовыраженную Велижскую седловину сливается с Торопецко-Вяземским прогибом, на западе сочленяется с Латвийской седловиной, Вилейским погребенным выступом, на юго-востоке – с Суражским погребенным выступом, на юге со Жлобинской седловиной, на юго-западе с Бобруйским погребенным выступом. Длина впадины около 250 км, ширина от 120 до 210 км.

Кристаллический фундамент в границах впадины опускается до отметок –0,8 до –1,7 км. Как структуры второго порядка относительно впадины на поверхности фундамента выделяются Витебская и Могилевская мульды, разделенные Центральнооршанским горстом, а также Червенский структурный залив.

Витебская мульда. Отрицательная тектоническая структура третьего порядка, северная составляющая Оршанской впадины. Ограничена мульда на юге Центральнооршанским горстом, на севере – Велижской седловиной, на западе – Приоршанской моноклиналью Вилейского выступа Белорусской антеклизы, на востоке Ярцевским выступом Воронежской антиклизы.

Простирается в субмеридиональном направлении почти на 100 км, ширина 70 – 80 км. Максимальная глубина опускания фундамента 1671 м. Заполнена мульда отложениями верхнего протерозоя, перекрывается породами среднего и верхнего девона, кайнозоя. Начала формироваться в среднем рифее.

Могилевская мульда. Отрицательная тектоническая структура в пределах Оршанской впадины. Ограничена на севере Центральнооршанским горстом, на юге и востоке – Жлобинской седловиной, Суражским и Ярцевским выступами Воронежской антеклизы. Размеры мульды 100 х 90 км.

Максимальная глубина опускания поверхности фундамента 1,4 км. До краев поверхность фундамента постепенно поднимается до отметок 1100 – 1200 м. В границах мульды выделяются локальные поднятия поверхности фундамента.

2 ВЛИЯНИЕ ЛЕДНИКОВОЙ  ДЕЯТЕЛЬНОСТИ НА ФОРМИРОВАНИЕ  РЕЛЬЕФА ПООЗЕРЬЯ

Решающим фактором формирования рельефа Беларуси стали ледники. На протяжении последних 500—600 тысяч лет территория Беларуси испытала не менее 5 оледенений. Ледники надвигались на территорию Беларуси, главным образом, из Скандинавии. Наиболее продолжительным было Днепровское оледенение, которое покрывало всю территорию Беларуси. Последнее оледенение — Поозерское; ледник, который покинул территорию Беларуси около 10 тысяч лет назад, занимал только север Беларуси.

Ледниковые отложения, транспортируемые ледником, называют мореной. Моренные отложения в Беларуси состоят из песка и глины, гравия, гальки, валунов. Древние ледники сформировали моренные холмы, возвышенности, гряды и равнины. Наиболее характерны моренные формы рельефа для Северной и Центральной Беларуси: Белорусская гряда, Витебская возвышенность, Браславская гряда и другие.

Потоками талых ледниковых вод созданы водно-ледниковые равнины и низменности, например Центрально-Березинская равнина. Их поверхность сложена преимущественно песчаными отложениями, плоская и слабоволнистая, часто заболочена. После таяния ледника возникали крупные приледниковые озера. Позже они были спущены по рекам. Сейчас на их месте — озёрно-ледниковые низменности (например, Полоцкая низменность).

Еще одним фактором формирования современного рельефа Беларуси была деятельность рек, которые создали речные долины. Крупные реки имеют долины шириной в несколько километров.

Современный рельеф изменяется под действием не только природных, но и антропогенных факторов. В местах добычи полезных ископаемых возникают карьеры, а из отвалов пустой породы образуются терриконы (например, отходы калийного производства около Солигорска) [3].

2.1 Общая характеристика ледникового рельефа

Древние ледники покровного типа при своем движении производили эрозию (разрушение) и аккумуляцию (накопление) различных пород. Так же большую роль в формировании рельефа играли талые ледниковые воды, которые распространялись далеко на юг за пределы ледникового покрова.

Ледник разрушал породы, по которым двигался: распахивал рытвины, котловины, сглаживал выступы пород, расширял и углублял понижения. Захваченные обломки или морену ледник переносил на большие расстояния и там аккумулировал (накапливал). Во время оледенения из-под края льда и его поверхности стекали потоки талой воды, которые несли и накапливали песок, глину и способствовали образованию равнин. Типы и формы ледникового рельефа изменяются с севера на юг, т.е. расположены зонально.

Выделяют три зоны ледникового рельефа.

Первая – зона накопления и формирования ледника. Здесь преобладают процессы эрозии.

Вторая – зона преобладания ледниковой аккумуляции.

Третья – зона водно-ледниковой аккумуляции при подтаивании ледника. Рельеф территории Беларуси оказался под влиянием процессов, происходящих во 2-ой и 3-ей зонах, т.е. ледниковой и водно-ледниковой аккумуляции.

2.2 Рельеф зоны ледниковой аккумуляции

Зона ледниковой аккумуляции протягивается от центра оледенения до максимальной границы его распространения. Наиболее типичен рельеф в границах последнего Поозерского (Валдайского) оледенения. Его граница проходит по линии: севернее Гродно – на Вильнюс – севернее Молодечно – на Лепель – Оршу.

Рельеф этой территории отличается молодостью и хорошей сохранностью. Вместе с формами подвижного или активного льда значительную роль на ней играли процессы, связанные с неподвижным или мертвым льдом и деятельностью талых вод. Широкое распространение живых озер в ледниковых котловинах послужило основанием называть подобные территории Поозерьями [4].

Накопление моренных отложений и образование специфических форм рельефа – основной итог деятельности ледника валдайского возраста. Мощность моренных и водно-ледниковых осадков достигает 100-150 м.

Наряду с грубыми валунами много валунно-глинистого и песчаного материала. В зоне ледниковой аккумуляции питание льда резко сокращалось, большое значение имели процессы таяния, южный край ледника приобретал неровный, волнистый характер, так как в понижениях рельефа образуются водные лопасти и потоки, языки, уходившие далеко на юг. Возвышенности коренного рельефа или более древнего ледникового служили препятствием продвижению ледника, заставляли его останавливаться. Ледник то наступал, то отступал. Этапы движения и остановок ледника носили пульсирующий характер в связи с изменением климата и интенсивности питания.

В зависимости от расположения лопастей и языков формируются и размещаются различные по генезису типы и формы рельефа. Наибольшие площади занимают комплексы форм ледниково-аккумулятивного происхождения: холмисто-моренные возвышенности и гряды, моренные равнины, конечно-моренные гряды.

Холмисто-моренно-озерный рельеф наиболее распространен. Он представлен сочетанием разбросанных в неопределенном положении моренных холмов и понижений между ними, занятых озерами или болотами. Бросается в глаза сложность строения поверхности в сочетании с мозаичностью почвенно-растительного покрова, направленностью и интенсивностью склоновых процессов. Такой рельеф с относительными превышениями 20-50 м создает ряд неудобств для сельскохозяйственного использования земель.

Пригодные для распашки склоны составляют небольшие площади, вершины заняты лесом и суходольным лугом, а подножия заболоченными ландшафтами.

Образование холмисто-моренно-озерного рельефа, вероятно, связано с участками распространения малоподвижного или мертвого льда, перегруженного мореной в языковой области. Каменный материал в его теле опускался на поверхность ложа при таянии ледника и образовал данный рельеф.

Рельеф моренных равнин. Рельеф ледниковых языков характеризуется типом полого-волнистых донно-моренных равнин. В отличие от холмисто-моренного рельефа эти равнины сложены тяжелыми моренными суглинками и при условии мелиорации удобны для сельскохозяйственного использования. Небольшие повышения и группы холмов на их поверхности чаще всего представлены камами (куполовидные холмы либо короткие гряды) [5].

Рельеф конечно-моренных гряд (Браславская гряда, Витебская и Городокская возвышенности). Особый сложный тип рельефа в зоне ледниковой аккумуляции создают конечные или краевые возвышенности. Они означают границу распространения льда самостоятельной ледниковой эпохи, а также южный край продвижения ледниковых языков в отдельные стадии или фазы, т.е. этапы длительных остановок и таяния ледника.

Конечные морены представлены холмистыми возвышенностями или системой гряд, вытянутых в субширотном направлении, и перпендикулярно к расположению ледниковых языков. По высоте они занимают господствующее положение, являясь водоразделами между речными системами.

Для конечных морен характерны значительные относительные превышения, создаваемые глубокими озерными котловинами. В таких местах крупные куполообразные холмы с крутизной склонов более 25 градусов перемешиваются с глубокими округлыми впадинами. По происхождению конечно-моренные возвышенности могут быть аккумулятивные (насыпные) и напорные.

Аккумулятивные формируются при длительном стационарном положении края ледникового языка и постепенном выталкивании моренного материала. В результате образуются пологие возвышенности с небольшими относительными превышениями поверхности.

Напорные конечные морены – это итог активного отступления ледникового языка, продвигающего перед собой моренные отложения, придавая им вид невысокой горной гряды. Передний склон такой гряды, обращенный на север, к леднику, обычно более пологий, а задний – более крутой.

Для напорных морен характерны крупные глыбы кристаллических или осадочных пород, перенесенных на далекое расстояние. Наиболее высокие конечно-моренные возвышенности образуются на стыке двух ледниковых языков или лопастей и называются угловыми массивами. В тех случаях, когда моренные языки обтекают моренную возвышенность более древнего возраста, последняя именуется островной.

В Беларуси типичными краевыми образованиями на территории Поозерья являются: Свенцянская возвышенность, Браславская гряда. Витебская и Городокская возвышенности относятся к числу островных.

2.3 Рельеф зоны водно-ледниковой аккумуляции

Представлен следующими формами: зандровыми (песчаными) и озерно-ледниковыми равнинами, камами, озами и друмлинами.

Образование зандровых равнин связано с оттоком талых ледниковых вод, выносом в них песчано-обломочного материала от края отступавшего ледника. Имеют пологоволнистую поверхность, осложненную многочисленными термокарстовыми западинами, глубокими ледниковыми ложбинами.

Зандровые равнины постепенно замещаются озерно-ледниковыми низинами. Это полого-вытянутые равнинные пространства, сложенные отсортированными песчаными и ленточными глинами, накопившимися в холодных приледниковых водоемах. Последние занимали обширные пространства в эпоху таяния ледника, заполняли понижения между поперечно-моренными возвышенностями.

Плоская поверхность низин разнообразится группами моренных холмов – бывшими островами озер. На озерно-ледниковых низинах обычно произрастает лес и они заболочены. Среди болот сохранились остаточные озера. Существование приледниковых водоемов в эпоху таяния ледника поддерживалось его талыми водами. Формирование вытока из них сопровождалось образованием сквозной речной долины и спуском озера (Лучосская, Суражская, Полоцкая низины).

Описанные типы ледникового рельефа разнообразятся своеобразными формами рельефа, которые служат индикаторами возраста и происхождения ледникового комплекса на конкретном участке.

Озы представляют собой длинные гряды, вытянутые по движению ледника. Озы могут тянуться на несколько километров, пересекая озера, болота, взбираясь на холмы. Они сложены слоистым песчаным материалом с прослойками ленточных глин и мелкого гравия. С поверхности во многих случаях образуется слой моренного суглинка с крупными валунами. Высота гряд над местным базисом эрозии достигает 30-40 м, а угол наклона склонов превышает 20°.

Песчаный озовый материал скатывается в русло наледниковых потоков, а при таянии ледника попадает на поверхность его ложа. Подобный процесс мог происходить в надледниковых и внутриледниковых пустотах, а также продольных трещинах. Вытаивание озового материала сопровождалось наложением на его вершину поверхностной морены. Формирование озов происходило в условиях малоподвижного или мертвого льда.

Камы – одиночные или групповые холмы, характерные для краевых возвышенностей и моренных равнин. Они отличаются куполовидной формой, и как бы посажены на моренный рельеф. На местности камы выделяются крутыми склонами, распространением естественной лесной и луговой растительности. Плотный тонкослойный песчаный материал с прослойками глин или гравия отражает способы их формирования.

Образуются камы подобно озам, только не в линейно вытянутых пустотах, а в замкнутых озерных понижениях. На поверхности ледника они наполняются тонким песчаным материалом, принесенным летом поверхностными водами. Спроектированный при таянии ледника на поверхности такой «слепок» надледникового озера преобразуется в камовый холм. Типичные камы с моренным покрытием образуются в подледных пустотах вблизи края ледникового языка. Отложенные на древнюю поверхность в процессе таяния ледника такие камы часто оказываются в прибрежной зоне приледниковых озер (лимнокамы).

Друмлины – ледниковые формы рельефа, характерные для ледниковых языков. Это холмы высотой 20-40 м, с ярко выраженными ассиметричными формами, вытянутые по направлению движения ледника на 50-200 м. Крутой передний и пологий задний склоны напоминают бараний рог, вывернутый в обратную сторону. Сложены плотными моренными суглинками, ядро иногда включает выступ коренных пород. В процессе образования друмлинов ледник двигается на неровной поверхности коренных пород, что служит причиной накопления вблизи выступов моренного материала. После краткого периода таяния ледник наступает вторично, придавая ранее созданным неровностям форму друмлинов.

Типы озерных котловин. Формы рельефа рассматриваемых зон представлены не только положительными, но и отрицательными образованиями, в основном озерными котловинами. Они различны по размерам, глубинам, строению и происхождению.

Подпрудные озера. Их котловины занимают понижения к северу от конечной морены или между краевыми образованиями. Обычно они округлые, неглубокие с ассиметричным поперечным профилем (Нарочь, Освейское).

Ложбинные озера. Эти озера расположены в глубоких крутых котловинах, вытянутых по движению ледника (Долгое). Располагаются в области передней части ледниковых языков.

Эворзионные озера. Они типичны для конечных морен и холмисто-моренного рельефа. Котловины эворзионного происхождения, небольшие, но глубокие, выбитые в ложе ледника вертикально падающими в трещины талыми водами.

Сложные котловины (Кривое, Отолово). Они представляют сочетание многочисленных заливов, плесов (залив озера, отделенный островом или косой), длинных мысов и полуостровов в виде озовых гряд. Образование таких котловин связано с толщей неподвижного льда, разбитого трещинами. В период таяния участи монолитного льда превращаются в плесы озера, а трещины заполняются рыхлым слоистым материалом, становятся мысами, разделяющими эти плесы.

Термокарстовые озера. Широко распространены в разных частях бывших ледниковых языков, образованы на месте вытаявших ледяных глыб и протаявшего моренного грунта. Такие котловины округлых очертаний, плоские с небольшими глубинами. В процессе таяния ледника образованные его деятельностью котловины заполнялись глыбами льда и мерзлыми моренными и водно-ледниковыми осадками, оказавшими длительное консервирующее влияние на котловины. Их расконсервация закончилась лишь после отступления ледника в начале голоцена 10-9 тыс. лет назад. Этим объясняется хорошая геоморфологическая сохранность котловин в зоне валдайского оледенения.

Высокая озерность территории сочетается со слабым развитием речной сети, за исключением крупной долины Западной Двины, оформленной одновременно с отступлением ледника. Долины рек и ручьев, соединяющих озера на моренных возвышенностях отличаются невыработанным продольным профилем, неглубоким врезом и другими признаками молодости.