电磁测深走过了从几何测深到大地电磁测深，再到人工源电磁测深的发展历程，但是为了能在不满足“远区”条件的广大区域进行电磁测深，何继善院士提出了广域电磁测深法。所谓“广域”，就是指突破“远区”的局限，在包括远区，也包括非远区的广大地区进行测量，把电磁测深的观测范围扩大到包括非远区的广大区域。
    在CSAMT法等类似方法中，为了使野外取得的数据能满足远区的要求，不得不采取大的收发距。从电场和磁场的各个分量的表达式可以看出，信号的强度是收发距3次方（Ex）甚至是4次方（Hz）呈反比减小的。在一定供电功率下，收发距越大，信号必然越小，很难满足数据精度，为了加大信号强度，又必须以3次方，甚至4次方增大供电电流，如果接地电阻保持不变，供电功率就要提高它的几十倍甚至上百倍，这在野外条件下无法做到，这也就是CSAMT法探测深度不能太大的原因。
    广域电磁测深不但布置观测的区域与CSAMT法有差异，求取视电阻率的公式和计算方法与CSAMT法不同，而且其观测的物理量也与CSAMT法不同，广域电磁法一般只需要观测电磁场的一个分量，就可获得地下的电阻率。
    1、广域电磁法与CSAMT法的实测曲线对比
实际场地位于长沙市北边湘江中的一个河州上，当地的地质-地电断面是，燕山晚期的黑云母二长花岗岩基岩上覆盖着一层河流冲积的第四系砂土（石）层，砂土层电阻率约100（欧姆.米），花岗岩电阻率约600（欧姆.米），是一种典型的G型二层地电断面。
    广域电磁法和CSAMT法使用的是同一组电场Ex的观测数据。广域电磁法采用新公式（仅使用电场Ex的观测值）再用计算机迭代提取视电阻率。CSAMT法除了使用电场Ex的观测值外，还每5个点测量一次磁场Hy，按卡尼亚公式提取视电阻率。
    在图1中，两者曲线形态不同，差异显著。广域电磁法明显地反映出了G型二层地电断面的特点，首支趋近于上部层的电阻率，尾支接近于下部层的电阻率，从低阻清晰而平稳地过渡到高阻。CSAMT法的曲线，从低阻的第一层开始，经过一个假极小，尾支呈45°的直线上升，一点也没有二层构造的迹象，完全是近区效应。
    2、广域电磁法与CSAMT法的实测曲线反演对比
在图2中，广域电磁法视电阻率呈层状分布，上部中-低阻反映了流纹质碎屑岩的分布，下部高阻反映了安山岩玄武岩的分布，与当地地层分布一致。相反，CSAMT的视电阻率，将连续的地层分割成了电阻率高低不同的许多小块，与实际情况出入很大。
    由以上两个实例可以看出，广域电磁法的优点在于它采用不做简化的电磁场单分量表达式迭代计算“广域视电阻率”，可在布局线与远区的区域内进行观测，拓展了观测范围，增大了勘探深度。
                                   
                                                                               物理地球调查所  张瑾爱提供
                                                                                     2016年4月12日