土壤在弱的外磁场中产生的感应磁化强度与该外磁场强度之比。它是反映土壤磁化难易和磁性强弱的一个指标，是土壤各种组分磁化率值之和，由其大小可了解土壤中磁性矿物的多少，从中得到有关的土壤过程和环境变迁的信息。利用土壤磁化率和土壤剩磁资料可进行土壤调查制图、诊断分类和土壤改良，判断河流携带的泥砂来源，进行环境污染监测等。

按照所取单位不同，磁化率有几种名称：容积磁化率、比磁化率（质量磁化率）和克分子磁化率等。在土壤磁学和环境磁学的研究中多用前两者，尤以比磁化率用得最多。①容积磁化率κ（希腊字母，读作[kapa]）。κ＝J/H，式中，J为磁化强度（特斯拉），H为磁场强度（安培/米），两者的因次均为L^1/2M^1/2T^-1，所以磁化率κ是无因次的。②比磁化率χ。由容积磁化率κ与容重求得：χ＝κ/d。式中，d为土壤容重（克/厘米³）。在国际制（SI）中，比磁化率的单位为m³/kg，因为土壤磁性很弱，故常把单位缩小，采用10^-8m³/kg为“单位”。以往的国际土壤磁性文献中也常常采用高斯制电磁学单位10^-6CGSM/g或emu/g，它与SI制单位的换算关系为：

χ(10^-8m³/kg)＝4π×10^-1χ(10^-6emu/g)

土壤物质按其磁性可分为3类：反磁质（又叫抗磁质）、顺磁质（广义的，包括顺磁质和反铁磁质）以及铁磁质（广义的，包括铁磁质和亚铁磁质，土壤中主要是后者）。它们的磁化率χ（以10^-8m³/kg为“单位”）值差别大。①反磁质：纯水，N₂、CO₂，大多数有机质，相当一部分矿物如纯的石英、正长石、方解石、高岭石等。它们的数量在土壤固、液、气三相物质中占多数，其χ值是负的，而且很小，为10^-1单位（10^-8m³kg^-1，下同）的数量级，常常可忽略之。②顺磁质（包括反铁磁质）：土壤中多数含铁矿物，大部分粘土矿物以及含顺磁性基团的有机质、O₂都属此类。含有杂质的水、高岭石等也往往由反磁质变为顺磁质，它们的χ是正值，为10⁰～10²单位。③（亚）铁磁质：常见的有两类，一是磁铁矿（FeO·Fe₂O₃）及其含钛、锰、镁（置换一部分Fe^2＋或Fe^＋3）固溶体或风化系列，二是磁赤铁矿（γ-Fe₂O₃）及其含钛等系列。此外，在渍水还原土壤中可能存在磁黄铁矿（FeS_1＋x）其中0.1＜x＜0.7）。亚铁磁质是一类强磁性物质，在外磁场作用下可显示出强磁性，而且在撤去外磁场后仍可保持其一部分磁性（剩磁）。通常称的土壤磁性矿物就是指这一类，其磁化率χ高达10³～10⁴单位或更大。所以，土壤磁化率主要决定于亚铁磁质的数量，在不存在亚铁磁质的条件下，则决定于顺磁质的数量和种类。在土壤形成和耕作管理过程中，凡是引起顺磁质与亚铁磁质间的相互转化的，就会造成土壤磁性的变化。

①岩石和母质。一般是岩浆岩、变质岩的磁性比沉积岩强，其中基性岩的磁性比酸性岩为强。玄武岩、安山岩的χ值为10²～10³单位，而花岗岩、石灰岩、砂岩的χ值为10⁰～10¹单位。冲积、湖积、浅海沉积等母质经过水流长距离搬运，磁性矿物多被破坏殆尽，χ值小，常为10^-1～10⁰单位左右。②土壤水分状况。在同一地带，由相同母质发育的土壤的磁化率，总是：自型土＞半水成土（草甸土、潮土）＞水成土（沼泽土、泥炭土）。在水稻土中，良水型（潴育性）的磁化率＞还原型（潜育性）的磁化率。各种土壤过程可能会影响到土壤磁性的变化，如干湿交替有利于磁性矿物生成，使土壤磁化率增大而渍水还原造成磁性矿物的破坏，使土壤磁化率减小。强还原性土壤中磁性矿物破坏殆尽，其磁性大幅度下降，χ值只几个单位。③腐殖化。土壤腐殖化表层的χ值明显增加，干湿交替和氧化—还原交替以及腐殖质（胡敏酸）生成，也有利于磁性矿物生成。例如，在黑钙土A层中发现磁铁矿以及超顺磁针铁矿微粒的存在，其χ值比C层增大一倍。水稻土鳝血斑（胡敏酸铁的网络状结构）中有磁铁矿和磁赤铁矿微粒，其χ值增大数倍。对中国的浙江、辽宁、吉林、宁夏等地的红壤、棕壤、褐土、潮土、盐碱土等大量测定，发现土壤有机质含量与磁化率呈直线正相关。④富铁铝化。红壤化过程中氧化铁、铝相对积聚，而且在湿、热条件下最终向磁赤铁矿和赤铁矿转化，磁化率增大。如从夏威夷砖红壤中鉴定出γ-Fe₂O₃和钛磁铁矿。在中国昆明玄武岩红壤中发现，同时进行着磁赤铁矿化和磁铁矿化，后者与钛铁矿等反磁性矿物的离钛氧化作用有关。这种红壤的χ值可高达2000单位以上，其最大值超过6000单位。⑤铝同晶置换。在弱磁性土壤中，由于发生铝同晶置换，针铁矿、纤铁矿等反铁磁性矿物表现出较强的磁性。在水稻土中，铝置换量高的土壤其磁化率也较高。浙江省磁性较低的红壤心土，铝置换量与磁化率呈正相关关系。

在风化—成土过程中由于磁性矿物的发生、消长及其在各粒组中的分布，土壤磁化率变化如下：①对强磁性岩石、母质发育的土壤来说，磁化率是降低的，而且其中的砂砾组的χ值大（残留的原生磁性矿物多），粉粒的χ值最小，粘粒的χ值有所回升（形成的次生磁性矿物集中在此粒组），呈“强者减弱”、“砂强粉弱”的规律。②对弱磁性岩石、母质发育的土壤来说，则呈“弱者增强”、“砂弱粘强”的规律，土壤χ值增加，尤以粘粒组增加为多。因为次生磁性矿物集中于此组，而砂粒组的χ值则低。③干湿交替和腐殖化，有利于表土χ值的增大，灼烧可大幅度增加χ值，尤其是在腐殖化表土；而潜育作用大幅度降低土壤χ值。④非腐殖化的自型土表层，χ值也有稍稍增大的趋向，这是地球化学过程中的“土壤化”（土壤形成作用）的普遍现象，除了前述与腐殖化联系的生物化学机制以外，还可能有离钛氧化等纯化学作用，也许还有微生物、小动物活体内产生磁铁矿的生物学机制参与。

有磁引力法（磁秤法）、磁化率仪法及其他弱磁测定仪法等。各国生产了各种室内和野外兼用而携带和测定简便、精度高的磁化率仪，如中国北京地质仪器厂的WCL-1型磁化率仪，所得多为容积磁化率κ的数据，由实测的容重（原状剖面）或视容重（松散土样）d，计算比磁化率χ。