Held(1978), Heldら(1981)は、 大気の運動をexplicitに表現したモデルを用いて、気候感度の研究をした。 モデルは、鉛直には2層、東西方向にはスペクトル法で少数の波数だけであるが、 放射・凝結・地表面との熱交換などの主要な物理過程を含んでおり、簡略化した 大循環モデルと呼ぶのがふさわしい。
図13は、 Held(1978)のモデルで得られた 熱輸送と南北温度傾度から、拡散におきかえた場合の拡散係数Dの値を求めた 結果である。ただし、ここでは、地表面のアルベドは固定されている。3つの 太陽定数の値に対する平衡の気候でのDの緯度分布が示されている。Dは緯度に 対して一様でなく、温帯低気圧活動が活発な緯度40--60度にピークをもつ。 太陽定数を変えると、低気圧の活発な緯度でのDの値は、太陽定数の変化以上に 大きく変わっている。
また、Dの緯度による違いと、雪氷アルベドフィードバックとが組み合わさると、 気候感度に多少複雑な特徴が現われる。 図14は、 Heldら(1981)の結果で、 気候感度[図の縦軸の1が、βの値100Kに対応する]の太陽定数依存性という形に してある。実線で、図の左端で値が大きくなっているのは、太陽定数がある値 以下では氷に覆われた解しか存在しないというlarge ice cap instability であるが、中央にもう一つ感度が大きくなっているところがある。このピークは、 アルベドを固定した場合(破線)にも、アルベドフィードバックを含むが Dを固定したEBM(図は省略)にも現われないが、EBMで、Dを緯度に対する階段型の 関数で与えた場合には再現される。これは次のように説明される。雪氷の限界が 温帯低気圧帯にあると、雪氷上の空気とその他の地域の空気がよく混ざるので、 外的条件が多少変わっても雪氷の広がりは変化しにくい。雪氷が温帯低気圧帯を 越えて広がってしまうと、雪氷の限界を横切る大気によるエネルギー交換が 少ないので、寒冷化させる外力があれば雪氷は簡単に広がることができる。
Dの緯度依存性にはもう一つ大きな問題がある。 図13では熱帯での値が示されていない。 温度傾度が小さいので、計算されたDは非常に大きくなり、しかも値がばらつく のである。熱帯のハドレー循環による熱輸送では温度の拡散という表現が不適当 だと言えよう。Lindzen and Farrell ( 1977, 1981)は、これを温度を瞬間的に 混ぜるような「調節」の形で表現してEBMに取り込み、Heldらの示したのとは 別の、気候感度を変化させる効果を議論している。