在土力学中，土壤分为三大类：非__粘性土、黏性土_和_有机质土壤。此外还有岩石，但它们不属于土力学研究范围，而是属于学科_岩石力学_。
无黏结土
散粒土 或 非黏性土 是指其组分不受任何胶结材料结合的土体。在干燥状态下，即不受潮湿影响时，散粒土的固体颗粒在土体中完全自由存在，它们之间只有摩擦，称为内摩擦。散粒土包括：
- 块体，粒径 200 – 2000 mm
- 碎石，粒径 60 – 200 mm
- 碎石，粒径 2 – 60 mm
- 砂，粒径 0,02 – 2 mm
- 尘土，粒径 0,002 – 0,02 mm。
需要指出的是，细粉组有时也被称为淤泥（英语 silt，德语 Schluff）。然而，在我们这里，淤泥意味着一种有机成因的特定土类，因此将这个名称用于上述组分可能会引起误解。
图 1 - 砂性土
黏结土
黏性_或_凝聚性土_是指其固体成分彼此通过内聚力结合在一起的土。凝聚性土可能具有非常不稳定的物理性质，这些性质很容易在水的作用下发生变化。黏性土包括含有粒径小于 0,002 mm 的固体成分的土。以粒径 0,002 – 0,0002 mm 为主的土称为_粘土，如果这些成分的粒径为 0,0002 – 0,00002 mm，则称为_胶体粘土_。
在自然界中，纯黏土很少见，通常会与其他成分混合，如砂和粉尘，这称为 壤土；含石灰石的黏土称为 泥灰质黏土（泥灰），含镁的黏土称为 uma。通常认为，含有超过 50% 黏性成分的土壤称为 肥黏土，或简称为 黏土；而黏性成分少于 50% 的土壤称为 黏质土。含有少于 5% 黏性成分的土壤，则认为具有非黏聚性土壤的特性。
判断某种土壤属于哪一类的最快、最简单的方法，是将试样干燥后尝试用手指捏碎。无黏性土会立即散开。黏性土会在手指下碎成较小的块，而黏土会变得几乎像石头一样硬。
图 2 - 黏土
有机成因土壤
这些土壤主要由大量有机或植物性材料组成，并含有黏土及其他成分。由于含有有机成分，这些土壤极不稳定，且强烈吸水，因此是不稳定的，既不能作为承重土层，也不能作为土工建筑材料。这类土壤包括 腐殖土、淤泥 和 泥炭。
腐殖土 是位于地壳表层的肥沃土壤，通常厚度为几分米。它由含有大量细菌的有机物和矿物质混合而成。在修筑土方路堤、道路路面以及类似的土工作业中，以及在取土场开挖用于土工建筑物材料时，应挖除并清除整个腐殖土层，因为它只能用于保护土坡免受水流冲刷。
图 3 - 腐殖土
_淤泥_由有机物质与矿物质的混合物组成，其中有机物以极细颗粒形式存在，矿物质如黏土、粉尘和砂。它存在于古河道和古湖泊的底部。
_泥炭_由大量以纤维形式存在的植物和有机物质组成，矿物质含量较少。
土的成因
如果对地壳作一个剖面，我们会发现它通常由_表层_ 土——厚度较小的腐殖土，以及由一种或多种不同成分和不同厚度层组成的_下层土_，最后是_坚硬岩石_所构成。表层土主要由植物和有机物质的分解形成，而下层土则由坚硬岩石的分解形成。
坚硬岩石的风化是由于_大气作用_或_火山作用_而发生的。大气作用可以是机械的，也可以是化学的。如果坚硬岩石的分解过程是矿物与氧结合，则为_氧化风化_；如果是与水结合，则为_水化风化_。火山作用属于化学作用。由于高温，坚硬岩石会转变为火山灰。
坚硬岩石的破碎及其转化为土壤的过程，可以在原地“in situ”进行，也可以伴随运输进行。破碎颗粒可由_水_搬运，此时形成冲积土；由_风_搬运时，形成风成土；由_冰_搬运时，则形成冰川土。在破碎岩块及小碎屑的运输过程中，它们还会因碰撞、摩擦和冲刷而进一步细化，因为在运输过程中它们会受到这些作用。由于这种作用，破碎块体的棱角会变圆，新碎屑会继续细化，其棱角又再次变圆，如此循环，直至运输结束。固体成分的大小和形状取决于岩石强度、运输距离、运输方式等。因此，土中固体颗粒的形状差异很大：圆形、椭圆形、带尖锐或圆钝边缘的、三角形等。尺寸为 0,02 – 0,002 mm 的固体颗粒，在土力学中称为_粉尘_，大多呈圆形或椭圆形。尺寸小于 0,002 mm、称为_黏土_的这类颗粒，则呈片状。砂、砾石和卵石等较大颗粒可具有不同形状：立方形、圆形、板状等。立方形颗粒较难改变形状，板状颗粒则更容易。因此，以板状颗粒为主的土壤，其组成容易发生变化。
需要指出的是，某些已完全形成的土壤，有时会后来又被新的沉积物覆盖，因此先前形成的土壤保留在深处，而在新沉积层上又形成另一种土壤，这种土壤未必与先前土壤有任何联系。这样一种先前形成、后来又被新沉积层覆盖的土壤称为 埋藏土。这类土壤多为曾经耕作过的耕地，后来被风成黄土粉尘覆盖，但沉积物也可能是河流沉积。埋藏土可凭其深色加以识别；如果这一过程反复发生，则可出现多层这样的土层。
冲积土
冲积土是在水流搬运过程中由固体颗粒沉积形成的。沉积受多种因素影响，其中最重要的是水流速度、搬运物颗粒大小以及盐、石灰等其他成分的含量。在水流速度较大时，只有较粗颗粒会沉积，而细颗粒不会沉积，而是继续被输送。因此，较粗的固体颗粒会沉积在水流上游、靠近源头的部位，因为那里流速较大。随着水流速度降低，会沉积越来越细的颗粒。在静水中，没有水流时，通常沉积最细的固体颗粒。凡是水流减缓之处，都会形成大量沉积，例如河水漫溢出河床而形成的洪泛区、河口、坝前等。
胶体黏土极细颗粒的沉降，由于当尺寸小于 0,0002 mm 的微粒浸没在水中时所产生的电化学作用，可能无限期地持续。此时固体颗粒带有同种电荷（负电），因此彼此排斥，并在液体中运动，颗粒越小，速度越大。这就是布朗运动。由于这些运动，水中固体颗粒的沉降大为减慢，且可无限期持续。
图 4 - 冲积土
风成土
风成土是由风搬运的固体颗粒沉积形成的。风成土分为两种：黄土_和_沙丘。_黄土_由粒径约为0,05 mm或略小的固体颗粒组成，颗粒之间由碳酸钙胶结。因此，黄土在干燥状态下具有很高的强度。黄土中的开挖边坡可以在很高的高度上保持垂直边壁。然而，一旦黄土受水浸泡较强，就会失去强度并容易发生滑动。贝扎尼亚高地（Bežanijske kose）贝尔格莱德黄土堆积层的实例众所周知，其垂直边壁可保持在超过20m的高度。然而，在边缘附近建有居民区的地段，例如泽蒙的Čunarska街，由于生活用水排放使黄土高原边坡旁持续受潮，黄土边坡便会坍塌，边缘附近黄土土体的稳定性受到威胁。
沙丘 是风吹堆积的松散沙粒形成的可移动沙丘。这些沙丘在风力作用下会迅速被吹散并重新形成，因此会对房屋和交通工具造成掩埋和倾覆危险。
图 5 - 风成土
冰川土壤
冰川土是由冰搬运固体土粒形成的。冰川土的组成不同于冲积土，因为它由粒径大致相近的固体颗粒组成，即冰融化后留下的砾石、碎石（冰碛）或砂。在古冰川湖的层中存在冰川壤土。
图 6 - 冰川土