Powierzchnia Ziemi kształtowana jest przez szereg czynników, zarówno wewnętrznych jak i zewnętrznych. Niektóre z tych czynników jak choćby wody płynące oddziałują w sposób ciągły, inne zaś jak trzęsienia ziemi mają miejsce sporadycznie.

Krajobraz ziemski w bardzo istotny sposób kształtowany jest przez ruchy górotwórcze, należące do zjawisk endogenicznych, czyli takich, które mają swe źródło we wnętrzu Ziemi. Ruchy te są elementem całego cyklu orogenicznego, czyli pewnej sekwencji procesów prowadzących do wypiętrzania gór w czasie orogenezy, a następnie stopniowego ich niszczenia, zrównywania wskutek oddziaływania czynników egzogenicznych.

Ruchy orogeniczne określane są jako wielkoskalowe, poziome przemieszczenia skorupy ziemskiej prowadzące do powstania gór fałdowych. Ich tworzenie się zachodzi przede wszystkim na skutek przesuwania się płyt litosfery względem siebie. Góry fałdowe powstają w wyniku sfałdowania osadów morskich, zalegających w strefie subdukcji, które następnie ulegają wypiętrzeniu w wyniku zachodzących wznoszącym ruchom izostatycznym. Osady o olbrzymiej grubości zgromadzone w tej strefie subdukcji (czyli obszarze wsuwania się płyty oceanicznej pod kontynentalną) noszą miano geosynkliny. Innym sposobem powstawania gór fałdowych jest kolizja dwóch płyt kontynentalnych. Bez względu na genezę ten rodzaj gór (góry fałdowe) najpowszechniej spotyka się na obszarze kuli ziemskiej. Z ich powstawaniem wiąże się również szereg procesów towarzyszących klasyfikowanych do magmatyzmu i metamorfizmu. Jako że ruchy górotwórcze nie zachodzą w sposób ciągły, w dziejach Ziemi udało się wyodrębnić cztery główne okresy, w których intensywność orogeniczna była szczególnie silna. Mówi się zatem o orogenezie prekambryjskiej, kaledońskiej, hercyńskiej oraz alpejskiej. Ta ostatnia miała miejsce stosunkowo niedawno, ruchy wznoszące z nią związane nadal obserwowane są w wielu pasmach górskich, dlatego też rzeźba alpejska w sposób najbardziej żywy zaznacza się w krajobrazie.

W budowie gór fałdowych wyróżnia się dwa zasadnicze elementy: fałdy oraz płaszczowiny. Fałdy stanowią powyginane warstwy skalne, których część wypukła nosi miano antykliny, a część wklęsła- synkliny. Płaszczowina z kolei, to zafałdowanie potężnych rozmiarów, które przemieszczone jest na znaczne odległości. Podczas procesu nasuwania płaszczowina podlega dodatkowo fałdowaniom, które sprawiają, że w jej obrębie wyróżnia się dodatkowo szereg mniejszych fałdów. Fałdy te mogą przybierać różne kształty; w zależności od ich odchylenia w stosunku do pionu wyróżnia się następujące rodzaje fałdów: stojący, pochylony, obalony, leżący, przewalony, wachlarzowy, skrzynkowy oraz łuska. Należy zaznaczyć, ze takie deformacje górotworów, w wyniku których dochodzi do powstania fałdów i płaszczowin określa się mianem ciągłych, bowiem ciągłość poszczególnych warstw skalnych zalegających na sobie nie została przerwana. Górami fałdowymi są miedzy innymi: Himalaje, Alpy, Karpaty, Pireneje, Andy oraz Atlas.

Drugim typem gór są góry zrębowe, które tym różnią się od poprzednich, że tworzące je warstwy skalne zostały pocięte zniekształceniami o charakterze nieciągłym. Do najważniejszych elementów budowy tych górotworów zalicza się uskoki, rowy oraz zręby. Szczególnie znaczenie odgrywają uskoki, które definiuje się jako przesunięcia warstw skalnych wzdłuż powierzchni pęknięcia. Zrąb to z kolei blok skalny odcięty uskokami ze wszystkich stron, który wznosi się nad otaczającymi blokami. Mianem rowu określa się natomiast silnie wydłużone zapadlisko. W literaturze wymienia się kilka rodzajów uskoków, które różnią się między sobą stopniem przesunięcia płaszczyzn oraz usytuowania płaszczyzny, wzdłuż której doszło do przesunięcia. Mówi się zatem o uskokach normalnych, w których wyróżnia się skrzydło wiszące i zrzucone, a powierzchnia uskokowa, po której w sposób grawitacyjny doszło do zsunięcia skrzydła wiszącego ma stromy charakter. Wyróżnia się również uskoki inwersyjne, powstałe pod wpływem bardzo intensywnych bocznych nacisków warstw otaczających, a także przesuwcze, zwane również transformującymi, w których dwa bloki skalne są względem siebie poziomo przesunięte. Góry zrębowe występują znacznie rzadziej aniżeli fałdowe. W Polsce są nimi Sudety.

Trzecim typem genetycznym są góry wulkaniczne, które na lądzie częściej przybierają postać pojedynczych wzniesień, aniżeli rozległych łańcuchów. Erupcje wulkaniczne powodują bowiem wyrzucanie lawy w taki sposób, że rozrost wulkanu następuje w sposób koncentryczny. Natomiast na dnie zbiorników morskich, tam gdzie tworzy się nowa skorupa oceaniczna częściej dochodzi do wypiętrzania całych łańcuchów o długości nawet kilkunastu tysięcy kilometrów, które określane są mianem grzbietów śródoceanicznych.

Góry o charakterze wulkanicznym występują na Kamczatce (np. Kluczwska Sopka), Islandii (Hekla), w Japonii (Fudżi Jama).

Wspomniany już powyżej wulkanizm w bardzo intensywny sposób oddziałuje na powierzchnię Ziemi, to oddziaływanie natomiast może być bardzo zróżnicowane, na co wpływa choćby skład chemiczny lawy, rodzaj erupcji, charakter utworów wydobywających się w trakcie wybuchu.

W zależności od typu wulkanu (efuzywne, eksplozywne, stratowulkany) w wyniku erupcji na powierzchnię ziemi i do atmosfery wydostają się: lawa wulkaniczna, utwory piroklastyczne, gazy wulkaniczne. Dodatkowo wybuchy prowokować mogą powstawanie lawin, spływów popiołowych, chmur gorejących, a także powstawania tsunami. Mogą wywołać także lokalne trzęsienie ziemi.

Lawa nieodłącznie towarzyszy eksplozjom we wszystkich trzech typach wulkanów. Może być ona bardziej lub mniej lepka, co warunkuje sposób jej przemieszczania się, a tym samym stopień zagrożenia dla miejscowej ludności. Prędkość spływającej lawy kwaśnej nie przekracza zazwyczaj kilku km/h. Odznacza się ona jednak znaczną lepkością, która powoduje zatykanie ujścia krateru. Gazy gromadzące się przez długi czas we wnętrzu wulkanu sprężają się, co prowadzi często do katastrofalnych, gwałtownych erupcji. Lawa zasadowa o mniejszej lepkości płynie natomiast znacznie szybciej. Jej prędkość może dochodzić nawet do 40 km/h. Spływając tworzy długie potoki lub pokrywy; nie przyczynia się do zaczopowania krateru, przez co wybuchy nie są aż tak gwałtowne. Bez względu jednak na prędkość płynięcia temperatura lawy jest ogromna, wynosi na ogół 730-1250°C.

Charakter lawy determinuje kształt stożka wulkanicznego. Jeśli w trakcie erupcji wydobywa się lawa zasadowa, o małej lepkości, płynąca szybko, wówczas stożek ten przybiera kształt połogi, o niewielkim kącie nachylenia. W skrajnym przypadku wulkan ma kształt tarczy (wulkany tarczowe na Hawajach- Manua Kea, Manua Loa i inne). Im więcej kwaśnej krzemionki, tym większa gęstość lawy, która wypływając formuje stożki o stromych zboczach. Oceniania się, że wulkany o najbardziej symetrycznych, stożkowatych kształtach powstają wówczas, gdy erupcje mają charakter mieszany, tj. wydobywa się zarówno lawa jak i utwory piroklastyczne (stratowulkany).

Utwory piroklastyczne wydostają się w czasie erupcji wulkanów eksplozywnych oraz stratowulkanów. Mianem tych utworów określa się pyły i popioły stanowiące najdrobniejsze cząstki lawy, lapille (niewielkie kamyczki), bomby wulkaniczne ( bryły zastygłej lawy), piasek wulkaniczny pochodzący ze zniszczonego stożka, a także ogromne odłamy skalne. Utwory te mogą niekorzystnie wpływać na środowisko przyrodnicze jak i działalność ludzką w sposób dwojaki. Po pierwsze pyły i bardzo drobne cząstki dostając się do atmosfery ograniczają ilość promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni ziemi, co może odbijać się miedzy innymi na wysokości plonów w danym roku. Po drugie zaś większe okruchy, kamienie i bloki skalne wyrzucane w powietrze ze znaczną prędkością stanowią bardzo duże niebezpieczeństwo dla mieszkańców obszaru pozostającego w bezpośrednim sąsiedztwie erupcji.

Gazy wulkaniczne są nieodłącznym elementem każdej erupcji, choć szczególnego znaczenia nabierają w przypadku wybuchów wulkanów eksplozywnych i mieszanych czyli stratowulkanów. Zjawisko wydobywania się gazów ze szczelin na zboczach stożka i u jego podnóża określa się mianem ekshalacji. Może do niej dochodzić zarówno na obszarach czynnych wulkanicznie, jak i tam gdzie działalność ta zakończyła się stosunkowo niedawno. Gazy wulkaniczne różnią się między sobą zarówno pod względem składu chemicznego jak i temperatury. Biorąc pod uwagę to drugie kryterium można wyróżnić następujące rodzaje gazów: fumarole o temperaturze dochodzącej do 1000o C, solfatary, których temperatura mieści się w przedziale 100- 300o C, a także zimne mofety (temperatura do 100o C). Do najważniejszych składników należą: para wodna, dwutlenek węgla, wodór, chlorowodór, fluorowodór, siarkowodór, dwutlenek siarki, metan, amoniak.

Bardzo niebezpiecznym zjawiskiem towarzyszącym erupcjom eksplozywnym są tzw. chmury gorejące czyli zawiesiny utworów piroklastycznych w oparach gazów. Chmury te odznaczają się bardzo wysoką temperaturą (nawet do 1000o C) i poruszają się z wielką prędkością nierzadko osiągającą 300 km/h. Przejście chmury nad danym obszarem oznacza ogromne spustoszenie. Jako przykład posłużyć może sytuacja, jaka miała miejsce na Martynice w roku 1902, kiedy to na skutek erupcji wulkanu Pelee i wywołanej nią chmury gorejącej, śmierć poniosło aż 26 tys. osób.

Jak już zostało powiedziane wcześniej, lawa kwaśna, lepka często zatyka krater, co skutkuje przeważnie gwałtownym wybuchem, w wyniku którego zniszczeniu ulega górna część stożka. Dodatkowo wybuch taki prowadzić może do powstania kaldery, to jest ogromnego kotła bądź zagłębienia na miejscu dotychczasowego stożka. Gwałtowne wybuchy skutkują bardzo często lawinami gruzowymi, w skład których oprócz gruzu wchodzą także gorące popioły oraz bloki skalne. Osiągają one bardzo duże prędkości, nawet do 80 km/h. Lawiny gruzowe często okazują się śmiercionośne, czego dowodzi wybuch wulkanu Unzen na Wyspie Kiusiu, który miał miejsce w roku 1972. Wskutek zejścia lawiny gruzowej śmierć poniosło wówczas ok. 9,5 tys. osób. Także zjawisko tsunami pozostaje w ścisłym związku z wybuchami wulkanów (zarówno lądowych jak i podmorskich), choć może ono powstawać również w wyniku trzęsienia ziemi. Wskutek gwałtownej erupcji, kiedy do zbiornika morskiego nagle dostarczona zostanie duża ilość materiału piroklastycznego, może dojść do wzbudzenia potężnej fali, która następnie przekształci się w falę tsunami.

Jednak wulkany wcale nie muszą przybierać kształtu stożka, ten bowiem charakterystyczny jest tylko dla wybuchów tych wulkanów, w przypadku których wylew magmy jest skoncentrowany. Erupcje takie określa się jako centralne; obok nich występują także linijne oraz aeralne, które nie prowadzą do powstania formy stożkowej.

Wymienia się przynajmniej pięć typów erupcji centralnych, czyli tych najbardziej typowych, które prowadzą do uformowania się stożka zwieńczonego kraterem.

  1. typ hawajski- wydobywająca się lawa ma charakter zasadowy, jest zatem rzadka, przemieszcza się stosunkowo szybko. Ten typ erupcji prowadzi do powstania łagodnych stożków, o niewielkim kącie nachylenia
  2. typ Stromboli- charakteryzujący się bardziej gwałtownymi erupcjami, w których wydobywająca się lawa zawiera spore ilości krzemionki. Często wylewom lawy towarzyszy wyrzucanie dużych odłamów skalnych, bomb wulkanicznych oraz innego rodzaju utworów piroklastycznych. Eksplozje mają miejsce bardzo często, czasem wręcz bez przerwy(nazwa pochodzi od wulkanu w archipelagu Wysp Liparyjskich na Morzu Śródziemnym)
  3. typ Vulcano- wydobywająca się lawa zawiera duże ilości krzemionki, co prowadzi do zaczopowania krateru. Erupcje mają zatem charakter gwałtowny, choć rzadszy niż w poprzednim typie (nazwa również pochodzi od wulkanu w archipelagu Wysp Liparyjskich na Morzu Śródziemnym)
  4. typ Wezuwiusza (Pliniusza)- odznacza się erupcjami występującymi sporadycznie, jednak niespodziewanymi, gwałtownymi, a przez to o dużej sile niszczącej. Wydostająca się lawa zawiera duże ilości gazów. Towarzyszą jej dodatkowo utwory piroklastyczne w postaci dużej ilości popiołów, które opadają na powierzchnie otaczającą obszar wulkanu. Ten typ erupcji jest niezmiernie niebezpieczny, czego dowodem jest wybuch Wezuwiusza z 79 r. Wówczas podczas jednej nocy całe miasto Pompeje (i nie tylko) zostało doszczętnie zniszczone a mieszkańcy ponieśli śmierć na skutek ogromnych ilości opadających pyłów. Wydarzenie to stało opisane przez Pliniusza, stąd wzięła się druga nazwa niniejszego typu
  5. typ Pelee- obejmuje te wulkany, których lawa jest jeszcze zasobniejsza w krzemionkę, przez co erupcje mają charakter niezwykle gwałtowny. Liczne pary i gazy towarzyszące magmie często mają trudności z wydostaniem się na powierzchnię wskutek powstawania czopów zatykających ujście krateru.

Oprócz centralnych w przyrodzie spotykane są również choć rzadziej erupcje szczelinowe czyli linearne. Badania geologiczne wykazują jednak, że w odległej przeszłości geologicznej występowały one powszechnie. W przypadku erupcji linearnych nie dochodzi do powstania stożka lub stożek ten przybiera bardzo niewielkie rozmiary. Wydostająca się lawa najczęściej ma właściwości zasadowe, jest zatem rzadka i wydostaje się w sposób spokojny ze szczelin. Kolejne wylewy prowadzą do uformowania się rozległych pokryw lawowych (bazaltowych). Lawie rzadko towarzyszą gazy; jest ich przeważnie niewiele, co wpływa jeszcze bardziej łagodząco na przebieg erupcji.

Erupcje aeralne czyli powierzchniowe nie wstępują współcześnie, jednak ich znaczenie było niegdyś bardzo duże. Do powstania tego typu erupcji może dojść wówczas gdy magma batolitu lub lakolitu przedostanie się do powierzchni ziemi nie w sposób punktowy lecz powierzchniowy. Jest to możliwe wówczas gdy zalegające ponad tymi intruzjami warstwy skalne są podatne na topienie przez przemieszczającą się ku górze magmę. Rozpoznanie obszarów, na których występowały niegdyś tego rodzaju erupcje jest możliwe na podstawie charakteru skał. Jeśli skały wylewne przyjmują stopniowo wraz z głębokością postać jawnokrystaliczną wówczas można domniemywać, że taki układ jest wynikiem erupcji aeralnej. Przykładem pokrywy bazaltowej o takim charakterze jest riolitowa płyta o powierzchni 10 000 km2 zalegająca na obszarze Parku Narodowego Yellowstone, której dodatkowo towarzyszą gejzery, świadczące o podwyższonej temperaturze głębszych warstw ziemi.

Powierzchnia Ziemi, jak już zostało powiedziane na początku, kształtowana jest zarówno przez sporadyczne gwałtowne wydarzenia (np. wybuchy wulkanów), ale także przez pewne procesy ciągłe, które nieustannie oddziałują na rzeźbę. Przykładem takiego powolnego procesu jest rzeźbotwórcza działalność rzek.

Wody opadowe, które w poszczególnych strefach klimatycznych Ziemi występują w różnych ilościach, zaczynają swą działalność morfologiczną od wcinania się w podłoże w postaci żłobków, bruzd, zagłębień. Rzeźbotwórcza siła wody opadowej uwarunkowana jest rodzajem ruchu, który ona wykonuje (laminarny- tj. spokojny, linijny; turbulentny- wirowy), jej ilością, nachyleniem terenu

Transport zawiesiny, która znajduje się w wodach rzecznych może odbywać się na kilka sposobów, które zbliżone są do sposobów transportu materiału przez wiatr. Jednym ze sposobów jest toczenie, wleczenie drobin po dnie rzecznym; drugim- saltacja polegająca na odbijaniu się okruchów od dna i ich wznoszeniu się do wód płynących (ruch skokowy); trzecim natomiast- suspensja, czyli przenoszenie w stanie zawieszonym. Wskutek transportu materiał skalny ulega obtoczeniu, ostre kształty przekształcają się w bardziej łagodne (otoczaki). Często tak przemodelowany materiał znajduje następnie swoje zastosowanie w budownictwie.

W biegu rzeki wyróżnia się zasadniczo trzy odcinki, które różnią się między sobą rodzajem i wielkością erozji, ilością transportowanego materiału oraz stopniem jego akumulacji.

W pierwszym odcinku rzeki (tzw. górny bieg rzeki) zachodzi przede wszystkim erozja wgłębna, która powoduje bardzo silne żłobienie skał. W wyniku tego procesu powstają tzw. doliny V- kształtne, charakterystyczne dla obszarów górskich. Erozja ta może zachodzić tylko do pewnego poziomi- tzw. bazy erozyjnej. Mianem tym określa się maksymalną głębokość erozji. Należy wiedzieć jednak, że rzeka żłobiąc nigdy nie osiągnie tego najniższego poziomu, bo to oznaczałoby zerowy spadek rzeki. Tymczasem by woda mogła płynąć musi istnieć choć minimalny spadek. W wyniku wystąpienia ruchów tektonicznych, epejrogenicznych, albo na skutek zmiany poziomu wody w zbiorniku, do którego uchodzi rzeka dochodzić może do zmiany wysokości bazy (podstawy) erozyjnej, która to zmiana skutkuje powstawaniem teras rzecznych, których odmianę stanowią terasy akumulacyjne. Górny bieg rzeki charakteryzuje również bardzo duży spadek wody, której jest stosunkowo niewiele.

W środkowym biegu rzeki wody jest więcej, ponieważ kolejne dopływy rzeczne wpadają do rzeki głównej. Spadek rzeki, tak duży w poprzednim odcinku tutaj ulega zmniejszeniu, zaś nad erozją wgłębną zaczyna dominować erozja boczna. Ten typ erozji przyczynia się do poszerzania koryta, prowadzi także do powstawania specyficznych dla tego odcinka form, jakimi są meandry. Zwane są one inaczej zakolami, które powstają w ten sposób, że z brzegu rzeki, na którym zachodzi erozja, materiał transportowany jest i składowany na brzegu drugim w postaci tzw. ławicy piaszczystej. Jako że bieg rzeki meandrującej jest niezwykle kręty, dochodzi niekiedy do jego wyprostowania poprzez rozerwanie podstawy meandru. Dochodzi wówczas do powstania nowego koryta o znacznie krótszym i prostszym biegu. Odcięte meandry wypełnione wodą stają się wówczas starorzeczami, czyli jeziorami zakolowymi, które z czasem zanikają.

Dolny bieg rzeki odznacza się niewielkim spadkiem, znaczną ilością transportowanych wód, a także występowaniem erozji bocznej. W odcinku tym na wielką skalę występuje akumulacja materiału transportowanego rzeką. Na granicy rzeki i zbiornika, do którego ona wpływa mogą powstać dwa rodzaje ujść: deltowate bądź lejkowate.

Często w podłużnym profilu rzeki zaznaczają się gwałtowne zmiany głębokości koryta w postaci progów i wodospadów. Zachodząca w ich pobliżu erozja wsteczna prowadzi do stopniowego cofania się tych progów i wodospadów, a także do wydłużania doliny w górę rzeki wskutek jej rozcinania.

Z punktu widzenia erozji rzecznej bardzo ważnym pojęciem jest tzw. baza erozyjna. Pod pojęciem tym rozumie się najniższy poziom, do którego może wcinać się rzeka. W skali świata za bazę ta przyjmuje się Ocean Światowy. Dla poszczególnych rzek bazę erozyjną stanowią zbiorniki ujściowe, dla dopływów natomiast rzeki, do których one wpadają. Im większy spadek posiada tym intensywniej zachodzić będą procesy erozji wgłębnej. W miejscach płytkich, mieliznach erozja wgłębna ustępuje miejsca procesom akumulacyjnym. W sytuacji, gdy w wyniku procesów endogenicznych poziom bazy erozyjnej obniży się, wówczas erozja wgłębna jeszcze się wzmaga, w przeciwnym przypadku jej intensywność maleje.

Modelowy profil podłużny rzeki zaburzony bywa także często wskutek występowania przełomów będących efektem naprzemiennego oddziaływania procesów endo- i egzogenicznych. Istnieje kilka przełomów różniących się one miedzy sobą genezą, wśród których wymienić można antecedentny, epigenetyczny, strukturalny, regresyjny. W profilu rzeki zaznaczają się one jako odcinki węższe , o bardziej stromych zboczach aniżeli sąsiadujące.

Zapis dziejów każdej doliny rzecznej odbywa się w jej terasach, które przybierają postać erozyjnych, akumulacyjnych bądź mieszanych.