À l'échelle géologique, la plupart des reliefs continentaux sont des structures transitoires. Les montagnes, les plateaux, les collines et les escarpements qui existent aujourd'hui sont constamment modifiés par les agents de la géodynamique externe. L'eau liquide, la glace, le vent, les variations thermiques, la pesanteur et les organismes vivants participent à la désagrégation et au déplacement des matériaux. En parallèle, la tectonique peut provoquer une surrection, une subsidence, une déformation ou un basculement des blocs crustaux. L'évolution du relief est donc gouvernée par le rapport entre la vitesse de production du relief par les processus tectoniques et la vitesse de son démantèlement par les processus d'érosion.

Un relief continental peut apparaître dans des contextes tectoniques très différents. Les chaînes de montagnes sont généralement associées à la convergence des plaques et à l'épaississement de la croûte continentale. Les plateaux peuvent résulter d'un soulèvement régional de vastes portions de lithosphère, d'un épaississement crustal ou de processus thermiques et dynamiques affectant le manteau. Les escarpements peuvent être liés à des failles, à des flexures lithosphériques ou à l'érosion différentielle. Les bassins, à l'inverse, correspondent à des régions de subsidence où les matériaux érodés sur les reliefs voisins peuvent s'accumuler. Dès leur formation, les reliefs sont donc soumis à une évolution qui tend à redistribuer la matière depuis les régions topographiquement élevées vers les régions basses.

La première étape de l'évolution d'un relief consiste généralement en une phase de construction ou de réactivation tectonique. Lorsqu'une région continentale est soumise à une compression, les roches peuvent être plissées, fracturées et déplacées le long de failles inverses et de chevauchements. L'épaississement de la croûte entraîne généralement une augmentation de l'altitude de la région. Une chaîne de montagnes peut ainsi atteindre plusieurs kilomètres d'altitude en quelques dizaines de millions d'années. Toutefois, dès que les premiers reliefs apparaissent, l'érosion commence à les démanteler. Il n'existe donc pratiquement jamais de phase où la construction tectonique précède totalement l'érosion : les deux processus fonctionnent simultanément.

La forme initiale du relief dépend fortement de la structure géologique. Les roches résistantes, telles que certains granites, quartzites ou grès fortement cimentés, résistent généralement mieux à l'érosion que les roches plus facilement altérables. Les schistes, les roches très fracturées ou certains niveaux marneux peuvent être rapidement dégradés. L'érosion différentielle produit ainsi une topographie qui ne dépend pas uniquement de l'altitude ou de la tectonique, mais également de la lithologie. Des crêtes peuvent correspondre à des bancs résistants tandis que des vallées suivent des niveaux plus tendres ou des zones de faiblesse tectonique.

L'altération constitue le premier mécanisme fondamental du démantèlement des reliefs. Elle correspond à la transformation des roches en place sous l'action de processus physiques, chimiques et biologiques. L'altération physique fragmente les roches sans nécessairement modifier leur composition chimique. Elle peut être provoquée par les variations de température, le gel et le dégel de l'eau, la cristallisation de sels, les variations de pression ou l'action des racines. Dans les régions froides, l'eau qui pénètre dans les fractures peut geler et augmenter de volume, ce qui exerce des pressions capables d'élargir progressivement les fissures. Dans les régions désertiques, les variations thermiques et la cristallisation de sels peuvent favoriser la désagrégation.

L'altération chimique transforme les minéraux en espèces plus stables dans les conditions superficielles. Les feldspaths peuvent ainsi être transformés en minéraux argileux, tandis que les minéraux ferromagnésiens peuvent être altérés et produire des oxydes et hydroxydes de fer. La dissolution des carbonates constitue un autre processus majeur, particulièrement important dans les environnements humides et favorables au développement du karst. L'altération chimique dépend fortement de la température, de l'humidité, du pH, de la circulation de l'eau et de la nature des minéraux. Elle est donc étroitement contrôlée par le climat et la géologie.

L'altération biologique complète ces processus. Les racines pénètrent dans les fractures et peuvent contribuer à leur élargissement. Les microorganismes et les végétaux participent à la production d'acides organiques capables d'accélérer certaines réactions chimiques. Les sols résultent en grande partie de l'interaction entre altération minérale, matière organique, organismes vivants et circulation de l'eau. La formation d'un sol peut accélérer l'altération en favorisant la rétention d'eau et la production de composés organiques réactifs. La végétation joue donc un rôle paradoxal : elle protège directement les surfaces contre certaines formes d'érosion, mais peut aussi favoriser l'altération chimique et la fragmentation des roches.

Après leur production, les matériaux altérés doivent être évacués. C'est ici qu'intervient l'érosion au sens strict. L'eau constitue l'un des agents les plus efficaces de transport des sédiments. Les précipitations provoquent le ruissellement sur les versants, puis l'eau se concentre dans les chenaux et les rivières. Les cours d'eau transportent des particules en suspension, des éléments dissous et des matériaux plus grossiers déplacés par traction ou saltation. Les vallées fluviales s'incisent progressivement dans les reliefs, particulièrement lorsque le cours d'eau possède une forte pente et une importante capacité de transport.

L'incision fluviale joue un rôle majeur dans l'évolution des montagnes. Lorsqu'un territoire est soulevé, les rivières tendent à ajuster leur profil longitudinal. Elles peuvent alors creuser profondément les vallées, produisant des gorges et des canyons. Le relief peut ainsi devenir plus accidenté pendant les premières phases de son évolution : l'érosion ne réduit pas immédiatement l'altitude générale, mais incise les surfaces et augmente parfois localement les dénivelés. Une région soulevée peut donc passer d'un plateau relativement uniforme à un paysage fortement disséqué par les vallées.

Les versants évoluent parallèlement à l'incision des cours d'eau. La pesanteur provoque des mouvements de masse tels que les éboulements, les glissements de terrain, les coulées de débris, la reptation des sols et certains mouvements plus lents de déformation. Ces processus transportent les matériaux depuis les versants vers les vallées. Dans les montagnes jeunes et fortement incisées, les mouvements gravitaires peuvent devenir extrêmement importants. La pente constitue alors un facteur essentiel : plus elle est forte, plus l'instabilité potentielle des versants augmente, toutes choses égales par ailleurs.

Les glaciers constituent un autre agent majeur d'érosion dans les régions froides et montagneuses. La glace en mouvement arrache des fragments rocheux au substrat et les transporte sur des distances variables. Elle peut transformer des vallées fluviales en vallées en auge, produire des cirques glaciaires, des arêtes et des pics rocheux. Les glaciations répétées peuvent profondément remodeler les chaînes de montagnes. Elles ne conduisent donc pas simplement à un abaissement uniforme du relief : elles peuvent accentuer certaines formes, élargir les vallées et créer des contrastes topographiques spectaculaires.

Le vent intervient surtout dans les environnements arides et semi-arides, mais son rôle existe également dans d'autres régions. Il peut transporter des particules fines sur de grandes distances et provoquer une abrasion des surfaces exposées. Les déserts présentent souvent des formes de relief résultant de l'interaction entre l'érosion éolienne, le ruissellement occasionnel, l'altération mécanique et la tectonique. Dans les environnements littoraux, les vagues peuvent également contribuer au démantèlement des reliefs continentaux côtiers, notamment par abrasion et par action hydraulique.

L'action de tous ces agents entraîne une redistribution progressive de la matière. Les matériaux sont retirés des régions élevées et déposés dans les dépressions. Les sédiments peuvent être accumulés dans des cônes alluviaux, des plaines, des lacs, des bassins d'avant-pays ou des bassins marins. Le relief continental évolue donc vers une diminution des différences d'altitude, mais cette évolution ne se fait jamais de manière parfaitement uniforme. Les zones les plus résistantes subsistent plus longtemps, tandis que les matériaux plus facilement érodables sont rapidement éliminés.

L'évolution d'un relief peut ainsi être décrite en termes de diminution de l'énergie potentielle du paysage. Une topographie fortement accidentée possède d'importants gradients d'altitude et de pente. La pesanteur fournit une force motrice permettant aux matériaux de se déplacer vers des altitudes plus faibles. L'érosion agit donc comme un mécanisme de dissipation de l'énergie potentielle topographique. Cette tendance générale vers la réduction des reliefs est toutefois constamment contrariée par les processus tectoniques qui peuvent renouveler les gradients topographiques.

La notion de niveau de base est fondamentale pour comprendre cette évolution. Le niveau de base ultime des systèmes fluviaux continentaux correspond approximativement au niveau marin, même si des niveaux de base locaux existent, par exemple lorsqu'un cours d'eau se jette dans un lac. Lorsqu'un cours d'eau s'approche de son niveau de base, sa capacité d'incision diminue généralement. Si le niveau de base s'abaisse, par exemple à la suite d'une baisse du niveau marin ou d'un soulèvement régional, les rivières peuvent réagir par une nouvelle phase d'incision. Inversement, une remontée du niveau de base favorise généralement l'accumulation sédimentaire.

La tectonique peut donc réactiver l'érosion. Lorsqu'une région est soulevée, les pentes augmentent et les cours d'eau disposent d'un potentiel accru d'incision. Le soulèvement tectonique peut ainsi produire un rajeunissement du relief. Une région anciennement aplanie peut être soulevée plusieurs millions d'années plus tard et subir une nouvelle phase de dissection. Le paysage conserve alors parfois les traces de plusieurs générations de reliefs superposées.

L'isostasie introduit une complication essentielle dans le concept d'aplatissement. L'érosion retire de la masse à la surface, mais la disparition de cette charge provoque une réponse de la lithosphère. Dans une région où la croûte possède une racine importante, l'érosion peut entraîner une remontée isostatique. Une partie du relief supprimé par l'érosion est ainsi compensée par le soulèvement de la croûte profonde. Cette compensation explique pourquoi l'érosion d'une chaîne montagneuse peut s'accompagner d'un soulèvement prolongé de ses parties internes. Le bilan entre dénudation et surrection peut alors être complexe.

Ce phénomène signifie qu'une montagne ne doit pas nécessairement perdre de l'altitude au même rythme que la quantité de matière érodée. Une forte érosion peut être accompagnée d'une remontée isostatique importante, de sorte que la surface topographique reste élevée pendant longtemps. À l'inverse, si la tectonique cesse et que la croûte se rééquilibre progressivement, l'érosion finit par réduire significativement l'altitude. L'histoire d'un relief est donc déterminée par la relation entre dénudation, soulèvement tectonique et réponse isostatique.

Lorsque la tectonique active cesse, le relief entre généralement dans une phase de déclin à long terme. Les vallées s'élargissent, les versants deviennent moins abrupts, les crêtes sont progressivement abaissées et les surfaces élevées sont fragmentées. Les matériaux issus de l'érosion s'accumulent dans les bassins environnants. Les grands dénivelés diminuent progressivement. Cette phase peut être appelée phase de dénudation ou de démantèlement du relief. Toutefois, il ne faut pas imaginer une disparition régulière et uniforme de la montagne : les formes héritées de la structure géologique contrôlent fortement la vitesse et le mode d'érosion.

Dans certains modèles classiques de géomorphologie, l'évolution d'un paysage continental a été représentée par une succession de stades allant d'un relief jeune et fortement accidenté vers un relief mature puis vers une surface faiblement ondulée proche du niveau de base. Les conceptions de William Morris Davis ont joué un rôle historique majeur dans le développement de cette idée de cycle d'érosion. Dans son modèle, un soulèvement tectonique relativement rapide est suivi d'une longue phase de dénudation durant laquelle les vallées s'incisent, les versants reculent et les reliefs diminuent jusqu'à la formation d'une pénéplaine. 

Cependant, la théorie davisienne doit aujourd'hui être considérée comme un modèle historique plutôt que comme une description générale de l'évolution réelle des paysages. Les reliefs continentaux sont soumis à des soulèvements discontinus, à des changements climatiques, à des variations du niveau marin, à des épisodes glaciaires, à des réactivations tectoniques et à des différences lithologiques majeures. Les paysages ne suivent donc pas nécessairement une succession universelle de stades. Les modèles modernes privilégient une approche dynamique dans laquelle tectonique, climat, lithologie et processus de surface interagissent continuellement.

L'idée de pénéplaine reste néanmoins utile dans certaines situations. Elle désigne une surface topographique relativement peu accidentée, produite par une longue période de dénudation et d'érosion, généralement dans des régions où la tectonique est faible. Une pénéplaine peut être ensuite soulevée et disséquée par les cours d'eau. Dans ce cas, la présence d'une surface d'aplanissement située à haute altitude constitue un indice d'un ancien niveau topographique qui a été ultérieurement déformé ou soulevé. Les paysages de plateau disséqué témoignent fréquemment de ce type d'histoire.

D'autres concepts ont été proposés pour expliquer l'aplanissement continental, notamment celui de pédiplaine, particulièrement utilisé pour les environnements arides. Dans ces régions, le recul des versants et la coalescence progressive de surfaces faiblement inclinées peuvent produire de vastes étendues relativement planes. Le mécanisme diffère donc de celui envisagé dans le modèle classique de pénéplanation en milieu humide. Le type de climat joue ainsi un rôle déterminant dans la manière dont un relief est démantelé.

La lithologie constitue également un facteur majeur de contrôle de l'aplanissement. Une région constituée de roches homogènes et facilement altérables peut évoluer relativement rapidement vers une topographie douce. Une région composée de roches de résistances très contrastées peut au contraire conserver longtemps des reliefs structuraux. Les reliefs résiduels, les mesas, les buttes, les cuestas et certaines crêtes rocheuses sont souvent les témoins de cette érosion différentielle. L'aplanissement d'un paysage ne signifie donc pas nécessairement disparition de toutes les formes élevées : certaines structures résistantes peuvent subsister comme des reliefs résiduels.

Les structures tectoniques peuvent également ralentir ou accélérer le démantèlement. Les failles constituent souvent des zones de faiblesse favorisant l'érosion et le développement des vallées. Mais une faille peut aussi juxtaposer des roches de résistance différente ou produire un escarpement tectonique qui devient ensuite un escarpement d'érosion. De même, les plis peuvent orienter le réseau hydrographique et contrôler l'organisation des crêtes et des vallées. Le paysage final résulte ainsi de la combinaison entre structure géologique et processus d'érosion.

L'incision des rivières est particulièrement sensible aux variations du gradient topographique. Dans une région fortement soulevée, les cours d'eau peuvent conserver une forte capacité d'incision et développer des profils en long relativement abrupts. Au fur et à mesure de l'érosion, les profils fluviaux tendent vers une forme d'équilibre dans laquelle la pente, le débit, la charge sédimentaire et la résistance du substrat sont interdépendants. Cette notion de profil d'équilibre montre que l'érosion fluviale correspond à un ajustement dynamique du système fluvial à ses conditions géologiques et hydrologiques.

Les réseaux hydrographiques enregistrent donc l'histoire tectonique des continents. Un soulèvement régional peut provoquer l'incision de vallées, l'abandon de terrasses anciennes et la formation de nouveaux niveaux alluviaux. Les terrasses fluviales sont particulièrement utiles pour reconstituer les variations de l'incision au cours du temps. Une ancienne plaine alluviale peut être abandonnée lorsque la rivière s'enfonce dans son lit; elle reste alors perchée sur le versant sous forme de terrasse. L'empilement de plusieurs niveaux de terrasses peut révéler une alternance entre soulèvement tectonique, variations climatiques et changements hydrologiques.

Le climat exerce un contrôle majeur sur la vitesse et la nature de l'érosion. Dans les régions tropicales humides, les températures élevées et l'abondance de l'eau favorisent généralement l'altération chimique. Dans les régions tempérées, l'érosion fluviale et gravitaire domine souvent. Dans les régions froides, le gel et les glaciers peuvent devenir les principaux agents de transformation du relief. Dans les régions arides, le ruissellement épisodique, l'altération mécanique et l'action du vent prennent une importance accrue. Un même relief soumis à des climats différents peut donc évoluer selon des trajectoires géomorphologiques très différentes.

Les changements climatiques à long terme peuvent provoquer des transformations rapides de certains processus d'érosion. Les glaciations quaternaires ont profondément remodelé les reliefs de nombreuses régions de l'hémisphère Nord et des hautes montagnes. Le retrait des glaciers laisse des vallées élargies, des cirques, des moraines et des versants instables. Dans certaines régions, la disparition de la glace entraîne une augmentation temporaire des mouvements de masse. À l'inverse, les périodes interglaciaires favorisent le développement de réseaux fluviaux et de processus d'altération différents.

Les humains sontt devenus des agents supplémentaires de transformation des reliefs. L'agriculture, la déforestation, l'urbanisation, l'exploitation minière, la construction de routes et l'aménagement des bassins versants peuvent modifier fortement les taux d'érosion. Dans certaines régions, la déforestation augmente le ruissellement et favorise l'érosion des sols. Dans d'autres, les barrages retiennent les sédiments et modifient profondément leur transfert vers l'aval. Les activités humaines peuvent donc accélérer ou ralentir certains flux sédimentaires et modifier les trajectoires naturelles d'évolution des paysages.

L'aplanissement continental doit ainsi être compris comme un bilan entre plusieurs flux. La tectonique peut fournir de l'énergie au système en créant ou en renouvelant des reliefs. L'altération transforme les roches en matériaux mobilisables. L'érosion les enlève. Le transport les déplace vers les régions basses. La sédimentation les accumule dans des bassins. L'isostasie compense partiellement les pertes de masse et peut maintenir l'altitude des régions érodées. Le climat module l'efficacité des agents d'érosion. La lithologie et la structure contrôlent la résistance du substrat. Aucun de ces facteurs ne suffit à lui seul pour expliquer l'évolution d'un relief continental.

Sur des dizaines ou des centaines de millions d'années, une chaîne de montagnes peut ainsi passer d'un relief élevé et accidenté à une région de collines basses, puis à une surface relativement plane. Cependant, cette surface peut ultérieurement être soulevée et redevenir fortement disséquée. Les continents conservent ainsi des traces de plusieurs cycles de construction et d'aplanissement. Les anciennes chaînes orogéniques aujourd'hui réduites à des reliefs modestes peuvent être reconnues grâce à leurs structures tectoniques, leurs roches métamorphiques et magmatiques, leurs anomalies géophysiques et leurs bassins sédimentaires associés.

L'aplanissement est donc un phénomène essentiellement irréversible à l'échelle locale mais réversible à l'échelle géodynamique. Une surface érodée ne redevient pas spontanément une montagne; en revanche, les processus tectoniques peuvent soulever ou déformer ultérieurement cette surface et produire une nouvelle génération de reliefs. C'est pourquoi l'histoire des continents est faite d'une alternance entre construction topographique et démantèlement. La tectonique crée des différences d'altitude, tandis que l'érosion tend à les réduire; l'isostasie et les mouvements tectoniques peuvent ensuite renouveler les reliefs, tandis que les sédiments produits sont transférés vers les bassins et éventuellement recyclés dans la lithosphère.

En définitive, l'évolution des reliefs continentaux constituent l'expression superficielle d'un système géologique couplé. Une montagne ne disparaît pas simplement parce que la pluie, les rivières ou les glaciers l'érodent : son évolution dépend de la réponse de la croûte à la perte de masse, de la poursuite ou de l'arrêt de la convergence tectonique, des propriétés mécaniques des roches, du climat et du fonctionnement des réseaux hydrographiques. Les reliefs tendent statistiquement vers une réduction des gradients topographiques lorsque la tectonique cesse, mais cette tendance peut être interrompue par un soulèvement, une réactivation tectonique ou un changement climatique. L'aplatissement doit donc être envisagé comme une évolution dynamique vers la réduction des contrastes topographiques, et non comme une simple érosion uniforme des montagnes. À l'échelle des temps géologiques, il constitue l'une des principales étapes du cycle géomorphologique et participe au recyclage permanent de la matière continentale entre reliefs, sols, bassins sédimentaires, océans, croûte profonde et manteau.