Reduktionen der beobachteten Sch-nerkraft. 567 



Profile als notwendig erwiesen. Als Dichtigkeit des Gesteins konnte andi bei 

 dieser Reduktion = 2,6 angenommen werden, da dasselbe zum grössten Teile 

 aus Gneiss bestand. 



Der Wert für die theoretisclie Schwerkraft in der obigen Tabelle ist 

 nach der von F. R. Helmert^ aufgestellten Formel 



7 = g.TSOO" (1 +0,005310 sin^ (p) 



berechnet, worin ;■ die normale Schwerkraft für die geographische Breite qp bedeutet. 



"Wie man aus der Tabelle ersieht, ist die lieobachtete Schwerkraft in beiden 

 Fällen kleiner, als die theoretische, was entweder auf eine geringere Abplattung 

 der Erde hindeutet, als sie durch die Formel angenommen wird, oder auf eine 

 Auflockerung des Bodens, die mit den Einbrüchen der dortigen Fjorde in Zu- 

 sammenhang stehen kann, oder endlich auf einer Störung der Ergebnisse meiner 

 Messungen durch Beobachtungsfehler. 



Störende Fehler sind unter den schwierigen Verhältnissen, unter welchen 

 im Umanak- Fjord beobachtet wurde, naturgemäss in grösserem Umfang zu 

 erwarten, als auf europäischen Stationen, wo zur Ausführung der Messungen 

 reichere Hilfsmittel zur Verfügung stehen. Bei meinen Messungen in Grönland 

 kommen wesentlich drei Arten in Betracht, nämlich die Fehler, welche bei der 

 Beobachtung der Zeit für das Eintreten der Lichtblitze entstehen, zweitens die- 

 jenigen, welche von den Abweichungen zwischen der Temperatur der Pendel- 

 thermometer und des Pendels herrühren, und drittens diejenigen, welche in einer 

 unsicheren Kenntnis des Ganges der Pendeluhr begründet sind. 



Was die erste Art betrifft, so konnte die Zeit für das Eintreten der Licht- 

 blitze in Grönland schon deshalb nicht so genau, wie in unseren Breiten, bestimmt 

 werden, weil das Intervall zwischen zwei Koincidenzen dort mehr als doppelt so 

 lang ist. Aus diesem Grunde ergeben sich in Grönland weit grössere Abweichungen 

 der Einzelwerte des Intervalls zwischen 18, beziehungsweise 20 Koincidenzen von 

 dem Mittel, als ich selbst sie bei Beobachtungen im Geodätischen Institute zu 

 Potsdam erzielt habe. Freilich wird durch die grössere Länge des Intervalls 

 andererseits auch der Einfluss dieser Beobachtungsfehler auf das Ergebnis für die 

 Schwingungsdauer so vermindert, dass er schhesslich nur wenig grösser ist, als 

 bei hiesigen Beobachtungen. 



Ich habe den Einfluss dieser Fehlerart berechnet, indem ich in den fünf 

 vorliegenden Beobachtungsreihen aus den Abweichungen der für 18c, beziehungs- 

 weise 20 c gewonnenen Mittel und der Einzelwerte die mittleren Fehler der 

 ersteren berechnete und dann daraus durch Division mit 18, beziehungsweise 20 

 die mittleren Fehler m ^ der verschiedenen c feststellte. Die mittleren Fehler m,^ 

 der Schwingungsdauern .y ergeben sich dann aus der Formel 



m, 10' 



' Die matb. und pliys. Theorien der höheren Geodäsie Band II. Leii)zij; 1884. S. 241. 



