土壌の物理的性質

土壌の物理的性質は、作物生産などの生態系サービスに対する重要性の降順で、テクスチャ、構造、嵩密度、多孔度、稠度、温度、色、抵抗率である。^[1]土壌テクスチャは、土壌セパレーターと呼ばれる3種類の土壌鉱物粒子、すなわち砂、シルト、粘土の相対的な割合によって決まる。次の大きなスケールでは、鉄酸化物、炭酸塩、粘土、シリカ、腐植が粒子を覆い、それらをより大きく比較的安定した二次構造に付着させると、土壌セパレーターからペッドまたはより一般的には土壌団粒と呼ばれる土壌構造が形成される。 ^[2]標準化された水分条件で測定された土壌嵩密度は、土壌の圧縮の推定値である。^[3]土壌多孔度は、土壌体積の空隙部分で構成され、ガスまたは水で占められている。土壌の稠度は、土壌物質が互いに接着する能力である。土壌温度と色は自己定義可能である。抵抗率は電流の伝導に対する抵抗を指し、土壌に埋設された金属やコンクリート構造物の腐食速度に影響を与えます。^{[4]これらの特性は土壌断面の深さ、つまり}土壌層によって異なります。これらの特性のほとんどは、土壌の通気性と、水が浸透して土壌内に保持される能力を決定します。 ^[5]

土壌のミネラル成分は砂、シルト、粘土で、それらの相対的な割合が土壌の質感を決定します。土壌の質感によって影響を受ける特性には、多孔性、透水性、浸透性、収縮膨張率、保水力、浸食の受けやすさなどがあります。図解された USDA 質感分類三角形では、砂、シルト、粘土のいずれも優勢ではない唯一の土壌がロームと呼ばれています。純粋な砂、シルト、粘土も土壌と見なされる場合がありますが、従来の農業の観点からは、少量の有機物を含むローム土壌が「理想的」であると考えられています。これは、長期的な作物収量によ​​る栄養素の損失を軽減するために、現在、肥料や堆肥が使用されているためです。 ^[7]ローム土壌のミネラル成分は、重量で砂が 40%、シルトが 40%、残りが粘土の 20% である可能性があります。土壌の質は土壌の挙動、特に栄養素（例えば陽イオン交換容量）^[8]と水の保持能力に影響を与えます。

砂とシルトは母岩の物理的、化学的風化の産物である。^[9]一方、粘土は、雲母の風化に由来する場合を除き、溶解した母岩が二次鉱物として沈殿した産物であることがほとんどである。^{[10]土壌の}肥沃度における役割を決定するのは、土壌粒子の表面積と体積の比（比表面積）と粒子内の不均衡なイオン電荷であり、これは陽イオン交換容量で測定される。^{[11] [12]}砂は最も活性が低く、比表面積が最も小さく、次にシルトが続く。粘土は最も活性が高い。砂が土壌に与える最大の利点は、圧縮に抵抗し、土壌の多孔性を高めることであるが、この特性は純粋な砂にのみ当てはまるものであり、砂粒間の隙間を埋めるより小さな鉱物が混ざった砂には当てはまらない。^{[13]シルトは鉱物学的には砂に似ているが、}比表面積が大きいため、砂よりも化学的、物理的に活性である。しかし、土壌に高い水分と栄養分の保持力を与えているのは、比表面積が非常に大きく、一般的に負電荷が多い土壌に含まれる粘土です。^[11]また、粘土質土壌は、粒子が互いにしっかりと結合しているため、シルト質土壌や砂質土壌よりも風や水による浸食に強く、^[14] 有機物の強力な緩和効果も備えています。^[15]

砂は土壌の鉱物成分の中で最も安定しており、主に石英粒子からなる岩石の破片で構成され、その大きさは直径2.0～0.05 mm（0.0787～0.0020インチ）です。シルトの大きさは0.05～0.002 mm（0.001969～7.9 × 10 ^{−5インチ）です。粘土は、粒子の直径が0.002 mm（7.9} × 10 ⁻⁵ インチ）以下で、厚さが10オングストローム（10 ⁻¹⁰ m）しか ないため、光学顕微鏡では解像できません。 ^{[16] [17]}中程度の質感の土壌では、粘土は土壌断面を通って下方に洗い流され（溶脱と呼ばれるプロセス）、下層土に蓄積されます（堆積と呼ばれるプロセス）。土壌鉱物成分の大きさと鉱物学的性質の間には明確な関係はありません。砂やシルト粒子は石灰質でも珪質でもあり得ます。^[18]一方、テクスチャ粘土（0.002 mm（7.9 × 10 ⁻⁵ インチ））は、非常に微細な石英粒子と多層の二次鉱物でできている可能性があります。^{[19]したがって、特定のテクスチャクラスに属する土壌鉱物成分は}、比表面積に関連する特性（例：水分保持）を共有している可能性がありますが、化学組成に関連する特性（例：陽イオン交換容量）は共有していません。

2.0 mm (0.079 インチ) より大きい土壌成分は岩石と砂利として分類され、残りの成分の割合と土壌のテクスチャ クラスを決定する前に除去されますが、名前には含まれます。たとえば、砂利が 20% 含まれる砂質ローム土は、砂利質砂質ロームと呼ばれます。

土壌の有機成分が相当量含まれている場合、その土壌は鉱物質土壌ではなく有機土壌と呼ばれます。土壌が有機土壌と呼ばれるのは、次の場合です。

1. 鉱物分率は粘土0%、有機物は20%以上
2. 鉱物分率は粘土が0%から50%、有機物は20%から30%です。
3. 鉱物分率は粘土が50％以上、有機物が30％以上である。^[20]

砂、シルト、粘土などの土壌構成成分が凝集して団粒が形成され、それらの団粒がさらに結合してより大きな単位になると、ペド（ペドリスという言葉の短縮形）と呼ばれる土壌構造が形成される。有機物、酸化鉄、炭酸塩、粘土、シリカによる土壌構成成分の付着、凍結融解と湿潤と乾燥のサイクルによって引き起こされる膨張と収縮によるそれらの団粒の破壊、^[21]および土壌動物、微生物コロニー、根の先端による団粒の蓄積^[22]により、土壌は明確な幾何学的形状を形成する。^{[23] [24]}ペドは、さまざまな形、サイズ、発達度合いを持つ単位に進化する。^[25]ただし、土塊はペドではなく、耕作などの土壌の機械的撹乱によって生じる土の塊である。土壌構造は、通気性、水の移動、熱伝導、植物の根の成長、浸食に対する抵抗性に影響を与える。 ^[26]水は、鉱物の溶解と沈殿、団粒の機械的破壊（消和）^[27]を介して直接的に、また植物、動物、微生物の成長を促進することによって間接的に土壌構造に強い影響を及ぼします。

土壌構造は、土壌の質感、有機物含有量、生物活動、過去の土壌の進化、人間の利用、土壌が形成された化学的および鉱物学的条件についての手がかりを与えることがよくあります。質感は土壌の鉱物成分によって定義され、農業活動によって変化しない土壌固有の特性ですが、土壌構造は農業慣行の選択とタイミングによって改善または破壊される可能性があります。^[23]

土壌構造クラス: ^[28]

1. 種類:ペッドの形状と配置
   1. 板状：ペッドは平らで、1～10 mm の厚さで重なっています。森林土壌と湖沼堆積物の A 層で見つかります。
   2. 柱状および円柱状: 柱状の茎は垂直方向に長く、幅は 10 ～ 100 mm です。柱状の茎は上部が平らで、円柱状の茎は上部が丸みを帯びています。粘土が堆積した高ナトリウム土壌の B 層に形成される傾向があります。
   3. 角状および亜角状: ブロック状のペッドは不完全な立方体で、5～50 mm です。角状のペッドは角が鋭く、亜角状のペッドは角が丸いです。粘土が堆積した B 層に形成される傾向があり、水の浸透が悪いことを示しています。
   4. 粒状およびクラム: 1～10 mm の多面体の球状ペッド。有機物が存在する A 層でよく見られます。クラム ペッドはより多孔質で、理想的であると考えられています。
2. クラス:上記のタイプに応じて範囲が決まる歩行者の 大きさ
   1. 非常に細かい、または非常に薄い: 1 mm 未満は板状および球状、5 mm 未満はブロック状、10 mm 未満は柱状。
   2. 細くて薄い：1～2 mm の板状、球状、5～10 mm のブロック状、10～20 mm の柱状。
   3. 中程度: 2～5 mm の板状、粒状、10～20 mm のブロック状、20～50 mm の柱状。
   4. 粗いまたは厚い: 5～10 mm の板状、粒状、20～50 mm のブロック状、50～100 mm の柱状。
   5. 非常に粗い、または非常に厚い: 10 mm を超えると板状、粒状、50 mm を超えるとブロック状、100 mm を超えると柱状。
3. グレード:歯茎の 発達またはセメント化の程度を測る指標で、歯茎の強度と安定性に影響します。
   1. 弱い: セメント化が弱いと、ペッドは砂、シルト、粘土の 3 つのテクスチャ構成要素に分解されます。
   2. 中程度: ペドは、かき乱されていない土壌では目立ちませんが、取り除くと、団粒に分解され、一部は壊れた団粒になり、団粒になっていない物質はほとんどなくなります。これは理想的だと考えられています。
   3. 強力:Peds はプロファイルから削除される前に明確に区別され、簡単には壊れません。
   4. 構造なし: 土壌は粘土の板のように 1 つの大きな塊に完全に固められているか、砂のようにまったく固められていません。

最も大規模なスケールでは、土壌構造を形成する力は、最初は水平方向に作用する傾向のある膨張と収縮から生じ、垂直方向の柱状ペッドを形成します。この機械的プロセスは、主にバーティソルの形成に例証されます。^[29]粘土質土壌は、表面に対する乾燥速度が異なるため、水平方向の亀裂を誘発し、柱状ペッドをブロック状のペッドにします。^[30]根、げっ歯類、ミミズ、凍結融解サイクルにより、ペッドはさらに球形に近い小さなペッドに分解されます。^[22]

より小さなスケールでは、植物の根が空隙（マクロポア）に伸びて水分を除去し^[31]、マクロポアが増加し、ミクロポアが減少し、^[32]凝集体のサイズが小さくなります。^[33]同時に、根毛と菌糸が微細なトンネル（ミクロポア）を作り、ペドを分解します。^{[34] [35]}

さらに小さな規模では、細菌や真菌が粘着性多糖類を分泌し、土壌をより小さな塊にまとめることで、土壌凝集が継続します。 ^[36]細菌や真菌が餌とする生の有機物を加えることで、この望ましい土壌構造の形成が促進されます。^[37]

最も低いレベルでは、土壌化学が土壌粒子の凝集や分散に影響を及ぼします。粘土粒子にはアルミニウムなどの多価カチオンが含まれており、粘土層の表面に局所的な負電荷を与えます。^[38]同時に、土壌溶液から露出した水酸基へのアルミニウムの吸着により、粘土板の端はわずかに正に帯電し、それによって端が他の粘土粒子の表面の負電荷に付着したり、凝集（塊を形成）したりします。^[39]一方、ナトリウムなどの一価イオンが侵入して多価カチオンを置換すると（一置換反応）、端の正電荷が弱まり、表面の負電荷が相対的に強くなります。これにより粘土表面に負電荷が残り、他の粘土をはじき、粒子を押し広げて粘土懸濁液を解凝集させます。^[40]その結果、粘土は分散してペッド間の空隙に沈降し、ペッドが閉じてしまいます。このようにして土壌の開放構造が破壊され、土壌は空気や水に対して不浸透性になります。^[41]このようなナトリウム土壌（塩性土壌とも呼ばれる）は、地表近くに柱状のペッドを形成する傾向があります。^[42]

土壌粒子密度は典型的には 1 cm ³あたり 2.60～2.75 グラムで、特定の土壌に対して通常は不変です。^[44]土壌粒子密度は、有機物含有量が多い土壌では低く、^[45]酸化鉄含有量が多い土壌では高くなります。^[46]土壌嵩密度は、土壌の乾燥質量を土壌の体積で割った値に等しく、つまり、土壌体積中の空気空間と有機物を含みます。そのため、土壌嵩密度は常に土壌粒子密度よりも低く、土壌の圧縮の良い指標となります。^[47]耕作ロームの土壌嵩密度は約 1.1～1.4 g/cm ³です（比較のため水は 1.0 g/cm ³）。^[48]粒子密度とは対照的に、土壌嵩密度は特定の土壌に対して非常に変動が大きく、土壌の生物学的活動や管理戦略と強い因果関係があります。^[49]しかし、種やその集合体（排泄物）の大きさによって、ミミズは土壌の嵩密度を増減させることが示されています。^[50]嵩密度が低いだけでは、土壌の質や構造の交絡した影響により、植物の成長に適しているとは限りません。^[51]嵩密度が高いことは、土壌が圧縮されているか、または小さな粒子が粗い粒子の間の隙間を埋めている土壌の質のクラスの混合を示しています。^{[52]したがって、}多孔質媒体と見なされる土壌のフラクタル次元と嵩密度の間には正の相関関係があり、 ^[53]動物構造がない場合のシルト質粘土ロームの透水係数が低いことを説明しています。^[54]

細孔空間は、土壌の容積のうち、鉱物や有機物で占められていない部分で、ガスまたは水で占められている空間です。生産性の高い中程度の質感の土壌では、総細孔空間は通常、土壌容積の約 50% です。^[55] 細孔のサイズは大きく異なります。最小の細孔 (クリプトポア; <0.1 μm ) は、植物の根が使用するには水分を密に保持しすぎます。植物が利用できる水は、超微細孔、微細孔、中細孔(0.1～75 μm )に保持されます。マクロポア(>75 μm )は、土壌が圃場容量にあるときは通常空気で満たされています。

土壌の質は、最小の孔隙の総容積を決定する。^[56]粘土質土は、砂質土よりも孔隙は小さいが、総孔隙空間は大きい。^[57]透水性ははるかに低いにもかかわらず。 ^{[58]土壌構造は、}土壌の通気性、水の浸透性、排水性に影響を与える大きな孔隙に強い影響を及ぼす。^[59] 耕作は、一時的に最大サイズの孔隙の数を増やすという短期的な利点があるが、土壌の凝集が破壊されることで、これらの孔隙は急速に分解される可能性がある。^[60]

孔隙サイズの分布は、植物や他の生物が水や酸素にアクセスする能力に影響を与えます。大きく連続した孔隙は、土壌を通じた空気、水、溶解した栄養素の迅速な伝達を可能にし、小さな孔隙は降雨や灌漑の合間に水を蓄えます。^[61]孔隙サイズの変化は土壌の孔隙空間を区画化し、多くの微生物や動物が互いに直接競合しないようにします。これは、存在する種の数が多いだけでなく、機能的に冗長な生物（同じ生態学的地位を持つ生物）が同じ土壌内に共存できるという事実を説明できます。^[62]

稠度とは、土壌がそれ自体または他の物体にくっつく能力（それぞれ凝集力と接着力）と、変形や破裂に抵抗する能力である。耕作の問題^[63]や基礎工事^[64]を予測する際におおよその用途がある。稠度は、空気乾燥、湿潤、湿潤の 3 つの水分状態で測定される。^[65]これらの状態では、稠度の品質は粘土含有量に依存する。湿潤状態では、粘着性と可塑性の 2 つの特性が評価される。土壌の断片化と崩壊に対する抵抗性は、乾燥状態でサンプルをこすることによって評価される。剪断力に対する抵抗性は、湿潤状態で親指と他の指の圧力によって評価される。さらに、セメント化された稠度は、炭酸カルシウム、シリカ、酸化物、塩など、粘土以外の物質によるセメント化に依存し、水分含有量はその評価にほとんど影響を及ぼさない。稠度の測定は、それらの状態での土壌の見かけの感触を使用するため、pH などの他の測定と比較して主観的に近い。

3 つの水分状態と水分量の影響を受けない最後の状態における土壌の粘稠度を表すために使用される用語は次のとおりです。

1. 乾燥土の硬さ: ゆるい、柔らかい、やや硬い、硬い、非常に硬い、極めて硬い
2. 湿った土の粘稠度: ゆるい、非常に砕けやすい、砕けやすい、硬い、非常に硬い、極めて硬い
3. 湿った土の粘稠度: 非粘着性、わずかに粘着性、粘着性、非常に粘着性、非可塑性、わずかに可塑性、可塑性、非常に可塑性
4. セメント土の粘稠度：弱くセメント化されている、強くセメント化されている、硬化している（壊すにはハンマーで叩く必要がある）^[66]

土壌の粘稠度は、建物や道路を支える土壌の能力を推定するのに役立ちます。より正確な土壌強度の測定は、建設前に行われることが多いです。^[67]

土壌温度は、吸収されたエネルギーと失われたエネルギーの比率によって決まります。^{[68]土壌の年間平均気温は、}バイオームによって-10～26℃です。^[69]土壌温度は、種子の発芽、^[70]種子の休眠打破、^{[71] [72]}植物と根の成長^{[73]および}栄養素の利用可能性を制御します。^[74]土壌温度には重要な季節、月、日ごとの変動があり、土壌深が増すにつれて土壌温度の変動は大幅に小さくなります。^[75]土壌被覆の一種である重層のマルチングは、夏季の土壌温暖化を遅らせ、同時に表面温度の変動を減らすことができます。^[76]

ほとんどの場合、農業活動は次のように土壌温度に適応する必要があります。

1. 植え付け時期（光周期によっても決まる）によって発芽と成長を最大化する^[77]
2. 無水アンモニアを10℃（50℉）以下の土壌に施用することで使用を最適化する^[78]
3. 霜による隆起と融解が浅根性作物に被害を与えるのを防ぐ^[79]
4. 飽和土壌の凍結による望ましい土壌構造への損傷を防ぐ^[80]
5. 植物によるリンの吸収を改善する^[81]

^{土壌温度は土壌を乾燥させる[82]}か透明なプラスチックマルチを使用することで上昇させることができる。 ^[83]有機マルチは土壌の温暖化を遅らせる。^[76]

土壌温度に影響を与える要因は様々で、気温に加えて、水分含有量、 ^[84]、土壌の色、^[85]、地形（傾斜、方位、標高）^{[86] 、土壌被覆（日陰と断熱）などがあります。 [87]}地被植物の色と断熱特性は土壌温度に強い影響を及ぼします。^{[88]白い土壌は黒い土壌被覆よりも}アルベドが高くなる傾向があり、白い土壌は土壌温度が低くなりやすくなります。^[85]土壌の比熱は、土壌の温度を 1 °C 上げるのに必要なエネルギーです。水分含有量が増えると土壌の比熱も大きくなります。これは、水の熱容量が乾燥土壌の熱容量よりも大きいためです。^[89]純水の比熱は 1 グラムあたり約 1 カロリー、乾燥土壌の比熱は 1 グラムあたり約 0.2 カロリーであるため、湿った土壌の比熱は 1 グラムあたり約 0.2 ～ 1 カロリー（1 キログラムあたり 0.8 ～ 4.2 kJ）となります。^[90]また、水を蒸発させるには膨大なエネルギー（25℃で約584cal/gまたは2442kJ/kg）が必要です（蒸発熱として知られています）。そのため、湿った土壌は通常、乾いた土壌よりもゆっくりと温まります。つまり、湿った表土は通常、乾いた表土よりも3～6℃低いのです。^[91]

土壌熱流束とは、土壌内の 2 点間の温度差に応じて熱エネルギーが土壌を移動する速度を指します。熱流束密度は、単位面積あたり単位時間あたりに土壌を流れるエネルギー量であり、大きさと方向の両方を持ちます。最もよく当てはまる、土壌へのまたは土壌からの垂直方向の伝導の単純なケースでは、熱流束密度は次のようになります。

${\displaystyle q_{x}=-k{\frac {\delta T}{\delta x}}}$

SI単位 では

${\displaystyle q}$熱流密度であり、SI単位はW ·m ^{−2である。}

${\displaystyle k}$は土壌の熱伝導率、W ·m ⁻¹ · K ⁻¹です。熱伝導率は定数の場合もありますが、そうでない場合は、土壌の状態に応じて表面と深部間の伝導率の平均値が使用されます。

${\displaystyle \delta T}$熱流束密度を計算する土壌内の 2 点間の温度差 (温度勾配) です。SI 単位はケルビン ( K)です。

${\displaystyle \delta x}$土壌内の 2 点間の距離です。この 2 点間で温度が測定され、熱流束密度が計算されます。SI では単位はメートルmで、x は下向きに正の方向に測定されます。

熱流束は温度勾配と反対方向なので、マイナス符号となります。つまり、表面の温度が深さ x よりも高い場合、負符号により熱流束 q は正の値となり、熱が土壌に伝導されていると解釈されます。

（出典^[6]）

土壌温度は、苗木の生存と初期成長に重要である。^[92]土壌温度は、根系の解剖学的および形態学的特徴に影響を与える。^[93]土壌と根のすべての物理的、化学的、生物学的プロセスは、低温では水と原形質の粘度が上昇するため、特に影響を受ける。 ^{[94]一般に、地上部の}トウヒの生存と成長を妨げない気候は、トウヒの根系を維持できる土壌温度を提供するのに十分に穏やかである。分布域の北西部の一部では、トウヒは永久凍土の場所に生息しており^{[95] 、}針葉樹の若い木質化していない根は凍結に対する耐性がほとんどない可能性があるが^[96]、コンテナ栽培されたトウヒの根系は、5〜20℃の温度にさらされても影響を受けなかった。^[97]

樹木の根の成長に最適な温度は、一般的に10℃から25℃の範囲であり^[98]、特にトウヒではその範囲が広い。^[99] 2週間齢のトウヒの苗木を土壌温度15℃、19℃、23℃、27℃、31℃で6週間育てたところ、シュート高、シュート乾燥重量、幹直径、根の浸透、根の容積、根の乾燥重量はすべて19℃で最大に達した。^[100]

しかし、土壌温度（5℃～25℃）と生育の間には強い正の相関関係がトウヒやバルサムポプラで見られたのに対し、シロトウヒや他のトウヒ種では土壌温度の上昇による生育の変化はほとんど見られなかった。^{[99] [101] [102] [103] [104]}このような土壌低温に対する鈍感さは、多くの西部および北方針葉樹に共通していると考えられる。^[105]

現代の地球温暖化の影響により、世界中で土壌温度が上昇しているが、炭素回収・貯留や気候変動へのフィードバックループへの影響については相反する見解がある^{[106]。ほとんどの脅威は}永久凍土の融解とそれに伴う炭素貯蔵量減少^[107]および生態系崩壊^[108]への影響である。

土壌の色は、土壌を見たときに最初に受ける印象であることが多いです。印象的な色と対照的なパターンは特に目立ちます。南部のレッド川は、オクラホマ州のポートシルトロームのような広範囲にわたる赤みがかった土壌から浸食された堆積物を運びます。中国の黄河は、浸食された黄土から黄色い堆積物を運びます。北米の大平原のモリソルは、有機物によって暗くなり、豊かになります。北方林のポドソルは、酸性と浸出により、非常に対照的な層になります。

一般的に、色は有機物含有量、排水条件、酸化度によって決まります。土壌の色は簡単に識別できますが、土壌特性の予測にはほとんど役立ちません。^[109]土壌プロファイル内の層の境界を区別したり、[ 110 ^]土壌の母材の起源を決定したり、^[111]湿潤状態や浸水状態の指標として、^{[112]土壌の有機物、 [113]}酸化鉄^[114]および粘土含有量を測定する定性的な手段として役立ちます。 ^{[111]色は、}マンセル表色系で、たとえば 10YR3/4 Dusky Redのように記録され、10YR が色相、3 が明度、4 が彩度^{です。マンセル色の次元 (色相、明度、彩度) はサンプル間で平均化され、定量的パラメーターとして扱われ、さまざまな土壌[115]}および植生特性と有意な相関関係を示します。 ^[116]

土壌の色は主に土壌鉱物学の影響を受けます。土壌の色の多くは、さまざまな鉄鉱物によるものです。^[114]土壌プロファイルの色の発生と分布は、化学的および生物学的風化、特に酸化還元反応によって生じます。^[112]土壌母材の主要鉱物が風化すると、元素が結合して新しいカラフルな化合物になります。鉄は黄色または赤色の二次鉱物を形成し、^[117]有機物は黒色と茶色の腐植化合物に分解し、^[118]マンガン^[119]と硫黄^[120]は黒色の鉱床を形成します。これらの色素は土壌内にさまざまな色のパターンを生み出します。好気性条件では均一または緩やかな色の変化が生じますが、還元環境(嫌気性) では、複雑でまだら模様と色の集中点を伴う急速な色の流れが生じます。^[121]

土壌抵抗率は、土壌が電流の伝導を遅らせる能力の尺度です。土壌の電気抵抗率は、土壌と接触している金属構造物の腐食速度に影響を与える可能性があります。 ^[122]水分含有量が多い場合や電解質濃度が高い場合は、抵抗率が低下して導電性が高まり、腐食速度が速くなります。^{[123] [124]}土壌抵抗率の値は通常、約1〜100000  Ω ·mの範囲で、極端な値はそれぞれ塩性土壌と結晶質岩石を覆う乾燥土壌です。^[125]

• 土壌の液状化
• 土壌マトリックス