大気大循環モデル(A-GCM)を使い、 1節で述べた意味での気候感度--太陽定数の変化に 対する気温の応答--を正面から調べた実験として、 Wetherald and Manabe(1975)がある。 この実験では、年平均の日射を与えており季節変化はない。また、海陸分布は 理想化しており、領域の約半分は海となっているが、海の部分は、熱容量がなく、 水の蒸発に対する制約がないといういわゆるswampとなっている。陸上では積雪、 海上では海氷の収支を計算しており、雪氷の存在に伴って地表面アルベドが変わる。 雲量は緯度ごとに固定されている。このモデルを、等温・静止の初期条件から 時間積分をして、統計的な意味での定常状態に達したところを議論する。
このモデルでは、同じ太陽定数の値に対して、複数の定常状態が得られることが わかった。 図12に、東西平均した気温の南北・鉛直分布を 示している。図(a)は、300 Kの等温から始めた場合で、現在の地球の気候に似た 分布が得られている。(b)は、220 Kから始めた場合で、地表面は完全に雪氷に 覆われている。なお、(a)の定常状態に対して(a)の初期条件と反対側にあたる 初期条件から始めた場合も(a)と同じ気候に落ち着く (Manabe and Wetherald, 1975)。 EBMで見られた2つの安定定常解が、GCMでも確認されたと言えよう [注4]。(b)の「白い地球」では、対流圏界面の 高さが現在の地球の半分しかないことが注目される。
この論文では、(a)のような気候について、太陽定数の値を、「標準-4%」から 「標準+2%」まで4通りに変えて実験している。4つの実験の全球平均温度が示されて いるので、直線をあてはめて気候感度βを計算してみると、大気最下層(991 hPa) の温度から計算した場合はβ=219 K、大気全層の平均温度から計算した場合は167 K となる。両者がくいちがうのは、(a)のような解のうちでも暖かい気候と寒い気候 で鉛直温度勾配(気温減率)が違うからである [3.3節参照]。
なお、それ以後の大気大循環モデルの実験によれば、季節変化を含める、 海陸分布を現実的にする、雲を予報するなど条件を変えると、気候感度はいくらか 変わってくるようである。太陽定数を変えて実験した例は、雲量を予報する場合と 固定の場合を比較した Wetherald and Manabe(1980)など 少数しかないが、CO2濃度を変えた実験の経験からモデルの感度の議論がされて いる。
また、Cessら(1990)は 少し違った立場で多くのA-GCMの感度を比較した。この論文では、季節を固定して 海面温度は固定した境界条件としているが、その値を「標準 + 2 K」および 「標準 - 2 K」に変え、それぞれ定常状態(海という熱浴のもとでの定常であって、 地球のエネルギーが平衡になっているわけではない)の大気上端での正味短波放射 Qsおよび出ていく長波放射Iの変化を調べ、逆に、それだけの放射の変化が ΔT = 4 Kの地表面温度の変化をもたらしたと解釈して感度を見積もったもの である。この方法は海洋混合層温度の予報計算をしないため計算時間が少なくて すむが、答えている問題が太陽定数を変えた場合の応答とは少し違う。彼らの 感度パラメタλに(1 - αp)(S0 / 4)の標準の値240 W / m2をかけて気候感度 βに読みかえてみると、モデルによってβの値は96 K〜360 Kくらいの範囲に 散らばる。しかし、仮に雲のない格子点の放射だけを使うと、βは96 K〜144 K くらいの範囲におさまる。気温・雲・放射のフィードバックループに関する知識 の不足のため、モデル間の感度の違いが大きくなっていることがわかる。