水量平衡和热量平衡的原理是推算蒸发力的依据。从湍流热交换也可以计算蒸发量。
区域在一个时期内的水量平衡方程式
r是降水量，E是蒸发量，δW是土壤水分的增量，f是径流，包括地面和地下的出流和入流。
对一个闭合流域，如考虑1年或多年时期，土壤水分的增量接近于零，水量平衡方程式具有最简单的形式。利用雨量站测得的降水量和从水文站测得的径流量，蒸发量就可以作为方程式的余量而求得。这是计算蒸发量的传统方法。然而，要注意以下问题：第一，在湿润地区，降水和径流的量级比蒸发的量级大，由两个大量(它们的误差也较大)之差求一个小量，误差会很大；第二，雨量是时空分布不均匀的要素，求出的面雨量误差也较大；第三，如果考虑的时段不到1整年，水量平衡方程式中土壤水分增量不可忽略!第四，如果研究的地域不是闭合流域，径流项不那么简单，还要考虑通过流域边界的入流和出流。
对一个小截面积的土壤柱体，如测得降雨量和进出土柱的水量，蒸发量可以作为余量求得。农业试验站设置的土壤蒸发器就利用这个原理。水文单位所设的水量平衡场，就取一个小面积的场地，观测水量平衡若干分量，通过土柱水量平衡法来计算未测的分量和有关参数。
地表热量平衡方程式是
B是净辐射，Q是湍流热通量，L是蒸发潜热，E是蒸发量，LE是蒸发耗热，S是土壤热通量。
测量出除蒸发耗热以外的各分量，就可把蒸发耗热及相应的蒸发量求出。如果计算的时段为1年或多年，土壤热通量可视为零，方程式可简化。不过，净辐射和湍流热通量都是比较难测量的，往往通过间接计算求取，误差也较大。
许多经验公式把蒸发量表示为温度的函数，就是因为温度与净辐射和湍流热通量成正变，而考虑1年以上时期土壤热通量近似于零。
蒸发面的水分汽化后，必须由空气的运动把水汽从较湿的贴地层向较干的上层扩散，才能继续蒸发。这样，蒸发的速率也依赖于上下气层湿度的差异和空气垂直运动的强度，也就是决定于湿度的垂直梯度和湍流的强度。湍流强度与风速和温度的垂直梯度有关。温度、湿度和风速三者的垂直梯度都可以在小气候观测中测定，但这种观测只在短期考察中进行，而不是常规观测。为了计算长期的蒸发量，要设法从短期考察的资料推断长期的情况。一种常用的方法就是利用风与湍流有正变关系，用常规观测的风速代替湍流强度，这就是道尔顿(Dolton)公式
式中es是蒸发面温度相应的饱和水汽压，ed是实际水汽压，f(u)是风速u的函数。
贴地层的湍流涡旋造成空气运动的脉动(高频率的微观的变化)和绝对湿度的脉动。若空气的上下运动和绝对湿度的增减成正相关，即向上的运动往往和湿度的增加同步，就能把水汽向上输送，促进了地面的蒸发。空气和湿度的脉动是微观的，只能利用精密仪器作短期的野外考察，并由短期资料推断长期情况。
