Общая циркуляция атмосферы: Поэтому модели радиационно-конвективного баланса можно применять только для моделирования локального равновесия между эффектами радиации и конвекции.

В принципе можно теоретически представить себе атмосферу, в которой этот баланс реализуется в среднем и независимо на каждой широте. В этом случае температура на экваторе будет сильно завышена, а на полюсах - сильно занижена. В соответствии с соотношением термического ветра указанное распределение может находиться в равновесии с зональным потоком.

Однако это приводит к значительно более сильному струйному течению, чем наблюдается в природе. Поскольку радиация по-прежнему стремится восстановить градиент температуры, наблюдаемое осредненное распределение температуры преимущественно определяется равновесием между действующими противоположным образом эффектами неустойчивости и радиации.

Квадратные скобки обозначают зональное осреднение (отклонения от этого среднего будут отмечаться звездочкой сверху), а черта сверху - осреднение по времени (отклонение от осредненных по времени функций отмечается штрихом). Две составляющие скорости могут быть выражены посредством функции тока меридиональной циркуляции гр.

Для простоты мы не будем принимать во внимание влияние влажности на плавучесть воздуха и пренебрежем различиями между температурой воздуха Т и виртуальной температурой. Величины вихревых переносов импульса были определены по данным наблюдений в работах Кроме того, их можно оценить и косвенным образом, используя результаты стандартного анализа гео-потенциала, температуры и скорости ветра, используемые в численных моделях прогноза.

Для Северного полушария (более 20° с. ш.) подобные расчеты были проведены в (зимний сезон) и в (летний сезон). Значения для переноса на поверхности 500 мбар в Южном полушарии приведены в Для расчетов по уравнениям для и необходимо иметь эту функциональную зависимость. Примеры попыток определить приближенно соответствующие формулы и использовать их в упрощенных моделях циркуляции приведены в работах.