水面（包括冰、雪表面）蒸发、土壤蒸发和植物散发的总和，也称蒸散发。由于实际上不可能在大面积上测定总蒸发的各项分量，所以常用计算方法估算总蒸发量。陆地上的年降水量，有60%～70%是通过蒸发、散发返回到大气中，因而总蒸发是水文循环的重要组成环节。总蒸发是陆相排水的主要过程，从降雨损失的角度看，它是降雨形成径流过程中的支出项，农田灌溉需水量的计算，取决于正确估算农田的总蒸发量，农田灌溉工程设计和地下水回归量估计，也有赖于总蒸发量的估算。此外，流域总蒸发量的研究对于合理开发利用水资源，也具有重要的意义。

总蒸发能力 在供水充分的条件下，单位时段内消耗于蒸发散发的水量。农业上，常常把总蒸发能力作为作物供水的标准，总蒸发能力估算，可根据水面蒸发量、辐射平衡值、经验公式三种方法计算。在相同的气候条件下，总蒸发能力与自由水面蒸发量密切有关，等于自由水面蒸发量乘一个系数，此系数反映水面与地面间热学状况的差异程度，它与土壤性质、植被类型及植被度有关，一般可根据实验站的资料确定。总蒸发能力取决于流域地面获得的能量，根据热量平衡原理，总蒸发能力与辐射平衡值之间的关系：

总蒸发

式中 E_p为总蒸发能力；R为辐射平衡值；B为地面与大气间热交换量；T为地面与下层土壤的热交换量。如计算时段长达一年以上，可忽略T、B两项，而得近似计算式：

总蒸发

经验公式法利用如日辐射强度、日照时数、风速、温度和湿度等气候资料，与实测总蒸发能力建立经验相关关系。由于经验公式只考虑一些气候因素，并不严格遵循物理成因关系，因而在应用上有很大的局限性，彭曼（H.L.Penman）的半理论半经验公式得到广泛的应用：

总蒸发

式中H为辐射平衡值，根据太阳辐射强度、日照历时、气温和湿度确定；E′_α为假定气温等于水温情况下的水面蒸发量；⊿为水汽压曲线在温度为当时气温处的斜率；γ为干湿球温度表常数，等于0.49；α为水面蒸发量对流域总蒸发能力的转换系数，为0.6～0.8。

流域总蒸发量计算 通常用水量平衡法或流域总蒸发模型，计算流域总蒸发。在已知降雨量、蒸发量和蓄水变量等水平衡要素的条件下，农田蒸发量可作为水量平衡方程的余量求得。水量平衡法的主要困难在于不易正确估算计算时段始、末的流域蓄水量。一般可通过下列方法确定流域蓄水量：①布设一定数目的取土样垂线，测定非扰动土样的土壤含水量（或用同位素土壤湿度计），②对特定时段，即起始和终了时刻土壤含水量大体相近的时段，计算水量平衡，热带和温带湿润地区，可以水文年度作为计算时段。③用实验和代表性小流域模拟大流域，以确定蓄水量。

流域总蒸发模型有：一层、二层和三层模型。一层模型是认为整个可蒸发层遵循同样的蒸发规律，即可蒸发层蒸发量同该层内可蒸发土壤水分成正比：

总蒸发

式中 E为总蒸发量，E_p为总蒸发能力，W₀为可蒸发层中可蒸发土壤水分，W_M为可蒸发层中最大含水量，即田间持水量。一层模型，没有考虑土壤湿度的垂向分布对蒸发的影响，如在土壤水分很小的干旱季节，下一场小雨，水分将分布在表层，很快会蒸发掉。但按上述公式计算，则由于W₀小，计算值将偏小。二层计算模型，考虑了土壤水分垂向分布对蒸发的影响。根据土壤的临界含水量，把可蒸发层的田间持水量分成两个阶段，分别遵循不同的蒸发规律：上层土壤水分大于蒸发能力情况，上层土壤按蒸发能力的速率蒸发，而下层土壤蒸发量则为零；在上层土壤水分小于蒸发能力情况下，上层土壤蒸发量等于上层土壤水分。而下层土壤蒸发则为蒸发能力减去上层土壤蒸发再乘以一个系数，它是下层土壤水分与下层可蒸发层最大含水量之比值。三层计算模型，把可蒸发层分为上、下层和深层，前两层之蒸发规律同两层模型，但下层蒸发E_L不小于CE_M（E_M为下层最大可蒸发水分，C为系数）。当下层土壤水分小于CE_M时，取下层蒸发等于CE_M，直到下层水分大于CE_M，不够蒸发时，取下层土壤蒸发量等于下层土壤水分，至于不足部分由深层蒸发。