— 52 — 



durchschnittlich auf 3 bis 4 hundertel Millimeter ange- 

 nommen werden. 



Diese Werte g'ó können wir nun unter einander ver- 

 gleichen. Um einen Überblick über die grosse Zahl von 

 Einzelwerten zu erhalten, könnten wir z. B. zuerst einen 

 Mittelwert bilden und dann die Abweichungen der Einzel- 

 werte gegen diesen Mittelwert betrachten. Man verfährt 

 indessen aus verschiedenen Gründen nicht so, sondern 

 stellt dem reduzierten Beobachtungswert go einen theo- 

 retischen Wert ;' gegenüber und bildet die Abweichungen 



von go gegen v: 



go-y. 



Diese Differenz ist für sämtliche Stationen im Wallis 

 negativ, d. h. der Beobachtungswert ist kleiner als der 

 theoretische. Die Zahlenwerte dieser Differenzen sind auf 

 der Karte (s. Beilage) eingetragen-, die Einheit ist der hun- 

 dertel Millimeter. 



Um über die Bedeutung dieser negativen Differenzen 

 klar zu sein, müssen wir kurz erläutern, wie der theoretische 

 Vergleichswert y entsteht. Wegen der Abplattung der Erde 

 und der Zentrifugalbeschleunigung infolge der Erdrotation, 

 die beide im gleichen Sinn wirken, bleibt die Schwere im 

 Meeresniveau nicht konstant, sondern ist am Äquator kleiner 

 als an den Polen. Unter gewissen Voraussetzungen lässt 

 sich zeigen, dass sich die Schwere im Meeresniveau in 

 erster Annäherung nach dem Gesetz ändert: es ist 



7= Ja. (1 + b sin-çp) 

 wenn y die Schwere in der Geogr. Breite 99, y^, am Äqua- 

 tor und b eine Konstante bezeichnet. 



Die Konstanten y^ und b dieser Formel werden aus 

 einer grossen Zahl von Schwerewerten, die möglichst über 

 die ganze Erdoberfläche verteilt sind, abgeleitet. Als bester, 

 zahlenmässiger Ausdruck wird die von Helmert 1901 ab- 

 geleitete Formel angenommen : 



cm 



y = 978,046 (1 + 0,005302 sin -». 



