平均海平面（mean sea level），是指水位高度等于观测结果平均值的平静的理想海面 。观测时间范围不同，有不同概念的平均海平面，如日平均海平面、年平均海平面和多年平均海平面等等。一些验潮站常用18.6年或19年里每小时的观测值求出平均值，作为该站的平均海平面。

平均海平面（mean sea level），是指水位高度等于观测结果平均值的平静的理想海面 。观测时间范围不同，有不同概念的平均海平面，如日平均海平面、年平均海平面和多年平均海平面等等。

因为观测值受天气状况而变，且具有季节性、周期性的变化。一年中月平均海平面的最大值与最小值之差，称为年较差。例如渤海的月平均海平面的年较差为60～70厘米，黄海为35～50厘米，东海为30～35厘米，南海为20～40厘米，而恒河口可达170厘米 ，太平洋的檀香山仅约8厘米。年平均海平面的差异，可达10厘米左右。

1956年 ，中华人民共和国规定以青岛验潮站的多年平均海平面为中国统一的高程起算面，称为青岛平均海平面或黄海基准面。中国出版的地图上的海拔高度都由这个基准面起算。至于航海图上的深度，则从海图的基准面向下计算。

日平均海平面不但随天气状况而变，而且具有季节、半年、一年和多年周期的变化。月平均海平面在一年中的最大变幅，即最高值和最低值之差，称为年较差。渤海月平均海平面的年较差为60～70厘米，黄海为35～50厘米，东海为30～35厘米，南海为20～40厘米，孟加拉湾恒河口的月平均海平面年较差可达170厘米，而太平洋的火奴鲁鲁（檀香山）则仅约8厘米。这种差异，主要由该地区的海洋水文和气候条件所决定。年平均海平面的差异，可达10厘米左右，它主要取决于气候和天体运动的长周期变化。至于地质年代中的海平面变化，则与冰川的消长和地壳的变迁有关。

海平面一般是指多年的，每小时潮位观测记录的平均值，而用来计算海平面高度的数据是日平均、月平均或者年平均等海平面高度。计算日平均海平面常用的方法主要有三种：一是用24h或25h的潮位数据求出的计算平均值；二是杜德森提出方法及其衍生的计算方法；三是用求积仪直接在验潮记录曲线上进行测量，求出上下面积相等的中间线，作为该天平均海面的高度。

24h或25h平均法是最简单最容易理解的方法，考虑到计算日平均海平面的中心时间点，若采用24h计算时取0时和24时（次日0时）的选取上比较难以确定，故常用25h数据计算平均海平面方法。

实际的潮位振动，可以看作是一系列调和分潮的振动总和。海平面的高度受许多分潮的影响，所以计算日平均海平面的关键就在于消除各个分潮的影响。任意一个分潮的表达式为：

Yt=Rcos(σt-ϕ)（1）

式（1）中Yt是从起始日期0时算起的t时刻的潮高，σ是分潮的角速率（度/每平太阳时），t是从开始日期起始时刻算起的小时数，R和ϕ为该分潮的振幅和初相角。

如果令t'是从D日午0时算起的小时数，其中D为从起始时刻算起所经过的日数；ω是该分潮每平太阳日所增加的度数。则：

σt=σt'+ωD（2）

将式（2）带人式（1），得出：

Yt=Rcos(σt'+ωD-ϕ)（3）

由此可见，角速率为σ的分潮对日平均海面高度的影响，计算得出的量值和各个分潮的影响比例，杜德森 （1928） 提出计算日平均海平面的公式为：

X0=y0+y2+y8+y10+y16+y18+y5+y7+y13+y15+y21+y23+y10+y12+y18+y20+y26+y28+y15+y17+y23+y25+y31+y33+y20+y22+y28+y30+y36+y38

通过这样的组合，即能消除太阴和太阳分潮系对日平均水位的影响。

鲁斯特在杜德森的基础上提出了更为简便的式：

Z0=y0+y3+y6+2(y9+y12+y15+y18+y21)+y24+y27+y30

但该公式只能消除太阳系分潮，其中S4分潮消除两次。

陈宗镛参照杜德森所提出的表达式，通过组合y0+y2，y0+y5，y0+y12消除对应分潮而进一步简化，得出计算日平均海面的式：

N0=[(y0+y3)+(y6+y9)]+[(y12+y15)+(y19+y21)]

其计算出的平均海面的量值没有完全消除太阴和太阳分潮系对日平均水位的影响，但对于研究长周期平均海平面时，能使各个分潮的影响很小。