式中，Ei为时段内区域总蒸发量；Pi为时段内区域平均降水量；Ri为时段内区域平均径流量；△W为计算时段内区域蓄水变量。
本法不足之处是计算过程中，将各项观测误差，计算误差最终归入蒸发项内，影响精度。此外对于较短时段区域内蓄水变量往往难以估算，影响到适用性。
2.水热平衡法如前所述，蒸发既是水交换过程亦是热量交换过程，所以水量平衡与热量平衡之间有着紧密联系。在计算区域总蒸发量的研究中，水热平衡法是受到普遍重视的方法。其一般表达式如下：
式中，E/P为年蒸发系数，反映了多年平均的水量平衡关系；R/LP称为辐射干燥指数；R为辐射平衡值，体现了热量平衡的关系。
史拉别尔根据许多地区的长期观测资料，并把蒸发量与降水量、辐射平衡值联系起来，得出如下计算式：
奥里杰科普则提出了用降水量、蒸发能力EP来计算区域蒸发量，即：
М.И.布德科进一步对上述两式从理论上进行了论证。他认为，陆地表面平均总蒸发量主要随降水量和辐射平衡值的大小而变化。并且当土壤处于象沙漠地区那样极其干燥的条件下，土壤含水量极低。在这种情况下，全部降水将为土壤所吸持并消耗于后期蒸发，因而径流系数R/P→0。亦即R/LP→∞，E/P→1；在另一种情况下，当降水总量很大，而收入的热辐射量很小时，土壤上层将呈现稳定的过湿状态，蒸发面处在充分供水的条件下，辐射平衡余热全部用以蒸发耗热，所以R/LP→0，LE→R。一般地区的实际情况则变化在这两种极端情况之间。
布德科还根据全世界不同气候类型的实测资料。对史氏、奥氏两个公式加以验证，认为取上述两式的几何平均将更符合实际，其式如下：
式中，th、sh、ch分别为双曲正切、双曲余弦、双曲正弦函数。
他还用此式计算了前苏联欧洲南部20个流域的年蒸发量，计算结果与应用水平衡方法计算得出的结果相比，相对误差平均为6％。我国黑龙江省水文总站于1981年也曾用上述公式计算陆面蒸发，效果良好。