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 est celle du demi-méridien sur lequel tombe le centre de 

 gravité des neiges accumulées pendant l'hiver sur l'hémi- 

 sphère boréal. 



Au cœur de l'hiver, c'est-à-dire au moment où celle 

 accumulation est le plus considérable, on doit donc 

 avoir, sur le méridien M, A<ï> = p', et, au cœur de l'été, 

 A<t>= — p, en appelant û$ la variation réelle de lati- 

 tude sur ce méridien. 



Cette variation n'est probablement pas une fonction 

 continue du temps; elle doit être à peu près nulle pendant 

 quelques semaines, en hiver comme en été. Il n'est pas 

 possible cependant de la représenter autrement que par 

 une fonction continue dont la période est l'année, et dont 

 la forme sera p' cos ( — A + 0), forme qu'ont déjà employée 

 Comstock et Chandler dans leurs formules empiriques; 

 A ne nous semble pas devoir s'écarter beaucoup de 300° 

 sur notre hémisphère, de 120° sur l'hémisphère opposé. 



Pour un lieu de longitude occidentale G par rapport à 

 Greenvvich, la formule serait : 



p'cos(M — G)cos( — A-t-O) ou pcos( — A-*-©). 



Si l'on trouve une valeur de A voisine de 300° et p 

 positif sur notre hémisphère, c'est que le pôle (d'inertie) 

 se trouvera, en hiver, à moins de 90° de longitude 

 (E ou W) de Greenwich; si la valeur de p est négative 

 dans les mêmes conditions, c'est qu'il sera à plus de 90° 

 de ce point. 



Le coefficient p sera nul, comme il a déjà été dit, pour 

 G = M±90°. 



Lorsque les observations de latitude, faites sur un grand 

 nombre de méridiens différents, seront de nature à nous 

 indiquer approximativement sur lequel de ces méridiens 



