Methoden und neuere Ergebnisse der Schweremessungen. 157 



wir die Anziohuntr der ebenen Platte abziehen und die normale Änderung 

 in freier Luft hinzufüiren: 



gö = g + Ag — Ag' + Ag" 

 Dieses Reduktionsveriabren trägt den Namen Bowjers. 

 Die Werte gö sind nun von der Anziehung der lokalen Massen 

 befreit; als lokal gelten die Massen, die in die Berechnung von Ag" ein- 

 bezogen werden. Sie erstreckt sich meistens auf 30 — 40 km Entfernung 

 von der Station; die darüber hinaus liegenden Massen üben keine in den 

 tausendstel Zentimetern merkliche Vertikalanziehung aus. Dagegen ist in 

 den Werten gö noch die Änderung der Schwere mit der geographischen 

 Breite enthalten. Bildet man die Differenzen 



gö — Yo, 

 so fällt die Änderung mit der Breite heraus; diese Differenzen stellen also 

 streng vergleichbare Werte für verschiedene Stationen dar. 



Positive Werte von gö — yo sagen aus. die Schwere sei zu groß, 

 negativ, die Schwere sei zu klein gegenüber dem normalen Wert Yo- Da 

 die Massen oberhalb dem Meeresniveau entfernt gedacht und in Rechnung 

 gezogen sind, drückt sich in den Differenzen (gö — y»' ^^^ Wirkung der 

 Störungsmassen unterhalb dem Meeresniveau aus. Je nachdem gö— Yo 

 positiv oder negativ ist, spricht man von einem Massenüberschuß oder 

 Massendefekt. Die Lage und Größe der Störungsmassen im Erdinnern 

 bleiben vorläufig unentschieden. Man kann sich aber die Störungsmassen 

 auf das Meeresniveau kondensiert denken. Die Anziehung einer ebenen 

 Platte ist durch die Dichte und die Höhe D bestimmt; das Produkt 

 0D gibt die Flächendichtigkeit der kondensierten Platte an. Man kann 

 sich also vorstellen, die Schwerestörung (gö — y«) ^^^ hervorgebracht durch 

 eine ideelle, aufs Meeresniveau kondensierte Schicht von der Flächen- 

 dichtigkeit OD. deren Wirkung äquivalent ist der Wirkung der Störungs- 

 massen. Bezeichnet N die Erhebung des Geoides über das der normalen 

 Schwere entsprechende Sphäroid, so besteht zwischen der Schwerestörung 

 (gö— Yo) und der Flächendichtigkeit 0D die Beziehung 



3Yo r0D -, 



Die Dicke D der ideellen, störenden Schicht im Meeresniveau ist 



hiernach gleich: 



0„, I 2R , ., N ^ V 1 

 D= 0-|3^(B-o-Yo)+^ I 



Die Erhebung N des Geoides über das Sphäroid der Normalschwere 

 ist im allgemeinen nicht bekannt: innerhalb kleiner Gebiete ändert sich 

 aber N nachgeMiesenermalien nur um wenige Meter. Es kann dann N 

 konstant oder gleich Null gesetzt werden entsprechend der Vorstellung, 

 daß Geoid und Sphäroid parallel verlaufen oder nahezu zusammenfallen; 

 wenn für die Dichte der ideellen störenden Schicht 2-4 angenommen 



