土質力学では、土を主として3種類に区分する：非粘着性土、粘着性土、および_有機質土_。このほかに岩石もあるが、これは土質力学ではなく、_岩盤力学_という学問分野で扱われる。
非連結土
_非結合_または_非凝集性土_とは、その構成要素がいかなる結合材によっても結び付けられていないものをいう。乾燥状態で、湿気の影響を受けていないとき、非結合土の固体成分は土塊の中で完全に自由であり、その間には内部摩擦と呼ばれる摩擦だけが存在する。非結合土には次のものが含まれる：
- ブロック、粒径 200 – 2000 mm
- 砕石、粒径 60 – 200 mm
- 砂利、粒径 2 – 60 mm
- 砂、粒径 0,02 – 2 mm
- 粉じん、粒径 0,002 – 0,02 mm。
粉じんの区分は、しばしばシルト（英語: silt、独語: Schluff）とも呼ばれることに留意されたい。しかし、わが国では mulj は有機起源の特定の種類の土を意味するため、この区分にこの名称を用いると誤解を招くおそれがある。
Sl. 1 - 砂質土
結合土
粘着性土 または コヒーシブ土 とは、固体成分同士が凝集力によって結びついている土である。コヒーシブ土は、水の作用によって容易に変化する、非常に不安定な物理的性質を持つことがある。粘着性土には、0,002 mm 未満の大きさの固体成分を含むものが含まれる。主として0,002 – 0,0002 mm の大きさの成分を含む土は 粘土 と呼ばれ、これらの成分が0,0002 – 0,00002 mm の大きさであれば、コロイド粘土 と呼ばれる。
自然界で純粘土が見つかることはまれで、たいていは砂や粉じんなどのほかの成分と混ざっており、これを ilovača と呼ぶ。石灰岩を含む粘土は laporovita glina（マール）と呼ばれ、マグネシウムを含む粘土は uma である。通常、50%以上の粘土成分を含む土は masna glina、または単に glina と呼ばれ、50%未満の粘土成分を含む土は glinovito tlo と呼ばれる。5%未満の粘土成分を含む土は、非結合土の性質を持つとみなされる。
ある土がどのグループに属するかを最も速く簡単に判定する方法は、試料を乾燥させ、指でつぶしてみることです。非粘性土はすぐに崩れます。粘性土は指の下でより小さな塊に砕け、粘土はほとんど石のように硬くなります。
図 2 - 粘土質土
有機質起源の土壌
これらの土は、有機質または植物性材料を大部分とし、粘土質およびその他の成分を含む。有機成分を含むため、これらの土は非常に不安定で水を強く吸収し、そのため不安定であり、支持地盤としても、土構造物の材料としても使用できない。これらの土には humus、mulj、treset が含まれる。
腐植 は、地殻の表層にある肥沃な土で、通常は厚さ数デシメートルである。これは、有機物と鉱物質の混合物に、多数の細菌を含むものである。土盛り、道路の舗装面、その他これに類する土工事や、土構造物の材料採取のための採土場での掘削の際には、腐植層全体を掘り出して除去しなければならない。腐植は、水による浸食から土の法面を保護するためにのみ使用できる。
図 3 - ヒュムス
泥 は、粘土、粉じん、砂などの鉱物質と、非常に細かい粒子状の有機物の混合物から成る。かつての川や湖の底に存在する。
_泥炭_は、繊維状の植物性・有機性物質を大量に含み、鉱物質の含有量は少ない。
土壌の生成
もし地殻を断面で見るなら、通常は、薄い層厚の_表層土_―腐植土、次に1層または複数層から成る_地下表層土_（成分や厚さはさまざま）と、最後に_硬岩_から成っていることがわかります。表層土は主として植物質および有機物質の分解によって生じ、地下表層土は硬岩の分解によって生じました。
堅岩の風化は 大気の作用 または 火山作用 によって生じる。大気の作用には機械的なものと化学的なものがある。堅岩の風化過程が鉱物と酸素の化合である場合、それは 酸化による風化 であり、水との化合である場合、それは 水和による風化 である。火山作用は化学的である。高温のため、堅岩は火山灰へと変わる。
固結した岩石が崩壊して土へと変化する過程は、その場での変質「in situ」で起こる場合もあれば、搬送を伴う場合もある。崩壊した部分の搬送は 水 によって行われ、この場合には 沖積土 が生じる。風 によって行われると 風成土 となり、氷 によって行われると 氷河土 が形成される。崩壊した岩塊や岩片は、搬送中に受ける衝撃、摩擦、洗浄によってさらに細粒化される。その作用により、破片の縁は丸みを帯び、新たな小片はさらに細かくされ、その縁は再び丸められ、以下同様に搬送が続く限り繰り返される。固体成分の大きさと形は、岩石の強度、搬送距離、搬送の種類などに左右される。そのため、土中の固体粒子の形は非常にさまざまで、円形、楕円形、鋭い縁または丸みを帯びた縁をもつもの、三角形などがある。大きさ 0,02 – 0,002 mm の固体成分は、土質力学では 粉じん と呼ばれる区分であり、主として円形または楕円形である。これより小さい 0,002 mm 未満の大きさで、粘土 と呼ばれる区分のものは、薄片状である。砂、砂利、礫のより大きな粒子は、立方体状、丸みを帯びた形、板状など、さまざまな形をとりうる。立方体状粒子は形を変えにくく、板状粒子は変えやすい。そのため、主として板状粒子から成る土は、構成を容易に変化させうる。
なお、形成が完全に終了した個々の土壌が、その後新たな堆積物で覆われ、以前に形成された土壌は深部に残り、その新しい堆積物上に別の土壌が形成されることがあり、それは前の土壌とは何の関係もない場合がある。このように、後から新しい堆積物に覆われた以前に形成された土壌を 埋没土壌 という。これらは通常、耕作されていたのちに風によるレス粉の堆積物で覆われた耕地であるが、堆積物は河川起源のものでもよい。埋没土壌は暗色で識別され、この過程が何度も繰り返された場合には、そのような土壌層が複数存在しうる。
沖積土
沖積土は、水による運搬の際に固体粒子が堆積することによって形成される。堆積は複数の要因に左右されるが、最も重要なのは水流速度、運搬される粒子の粗さ、および塩類、石灰など他の成分の含有量である。水流速度が大きいときは粗い粒子のみが堆積し、細かい粒子は堆積せず、さらに運搬される。したがって、より粗い固体粒子は水流上流部、すなわち水流速度が大きい水源に近い場所で堆積する。水流速度が低下するにつれて、より細かな粒子が順次堆積する。流れのない静水中では、原則として最も細かな固体粒子が堆積する。水流が減速する場所ではいずれも大きな堆積が生じる。たとえば、河川の氾濫域で川床から水があふれ出る場合、また河口、ダムの前などがその例である。
コロイド状粘土のごく微細な粒子の沈降は、水中に浸された粒径 0,0002 mm 未満の微粒子の間に生じる電気化学的作用のため、無期限に続くことがある。この場合、固体粒子は同符号（負）の電荷を帯びているため、互いに反発し、粒子が小さいほど大きい速度で液体中を動く。これがブラウン運動である。こうした運動のため、水中での固体粒子の沈降は著しく遅くなり、無期限に続くこともある。
図 4 - 沖積土
風成土
風成土は、風によって固体粒子が堆積して形成される土です。風成土には_黄土_と_砂丘_の2種類があります。_黄土_は、およそ0,05 mm、またはそれよりやや小さい大きさの固体粒子が、炭酸カルシウムによって互いに結合したものから成ります。そのため、乾燥状態では黄土は高い強度を持ちます。黄土中の切土は、非常に高い高さでも鉛直な斜面で保持できます。しかし、黄土が強く湿ると強度を失い、容易に移動します。ベオグラード近郊のベジャンィスカ・コサの黄土堆積層が、20mを超える高さでも垂直の斜面を保っている例が知られています。ただし、縁辺近くに集落が造成された部分、たとえばゼムンのČunarska通りのように、排水の散逸により黄土台地の斜面そのもののそばが絶えず湿潤化する場合には、黄土斜面が崩壊し、縁辺付近の黄土土の安定性が損なわれます。
Dine は、風によって運ばれた固結していない砂からなる移動性の丘です。これらの丘は風の作用で急速に散らされては再び形成されるため、家屋や輸送手段を埋没・倒壊させる危険をもたらします。
図 5 - 風成土
氷河性土壌
氷河性土は、氷によって土粒子が運搬されることで形成される。氷河性土は沖積土とは組成が異なり、氷の融解後に残った、ほぼ同程度の粒径をもつ礫、砂利（モレーン）または砂から成る。旧氷河湖の堆積層には氷河性ロームが存在する。
図 6 - 氷河土壌