在通风温跃层的层化模型中，通风过程可以分为两步。在高纬度海区，水体从混合层进入到其下的水层，这个过程叫作通风。根据斯韦尔德鲁普关系，各层水体将向南流动，较高密度层水体潜没到相邻的较轻水体之下，这一过程叫作潜沉。

从某种程度上来说，基于主温跃层发展起来的温跃层理论解决了上层大洋风生环流的相关问题，但是无法描述大洋次表层的运动，换句话说，它无法回答若给定海面风应力强迫，海洋层化或者位势涡度如何在次表层建立起来这一问题。在通风温跃层这一概念出现之前，人们试图用引入垂向扩散或建立理想流体温跃层方程来解决这一问题。然而，对于前者而言，由于假定垂向扩散起到至关重要的作用，垂直扩散项在动力学方程中成为主要分量，这为方程求解带来一个极具挑战性的困难——对于这一非线性方程组，现有的数学工具无法构建与之对应的边界值问题，更不必说对其求解。一个可行的方法是基于李群（Lie group）变换下的群不变解，寻找给定微分方程的相似解。相似解的缺陷在于，尽管它们满足温跃层方程组，但是却并不满足斯韦尔德鲁普约束这一边界条件，故而从本质上而言，并不能准确地描述风生环流的准确结构；更重要的是，由于在求相似解过程中，位势涡度的函数关系是预先给定的，因此相似解其实并没有清楚地回答“给定海面风应力强迫，海洋层化或者位势涡度如何在次表层建立起来”这一问题。理想流体温跃层理论将垂向扩散项作为小量处理，认为主温跃层是由于负风应力旋度引起的埃克曼抽吸向下挤压海水所形成的，并在鉴定位势涡度是密度和伯努利方程的线性函数这一假设下，给出了温跃层的解析解。但是，这个解同样不能满足斯韦尔德鲁普约束，也不能满足东边界条件，且下边界设定为无限深海洋。

事实上，伊瑟林（Iselin）早在1939年便提出了海洋通风这一概念。在高纬度大洋中，很多等密度面露出海面，直接暴露在大气中（称之为露头）。在风应力强迫下，露出海面的等密度层开始运动，混合层水体沿等密度面向下潜沉并进入到次表层以下。伊瑟林提出的通风过程被很多观测所证实，这种埃克曼抽吸引起的温跃层通风不仅不需要假设垂向扩散起重要作用（这也与观测相符，实际海洋中垂向混合的确很弱），而且避开了东边界的阻断。后来，亨利·斯托梅尔（Henry Stommel）大胆的假定只有冬季的混合层海水能够进入主温跃层，从而避开了大气强迫存在季节循环，给出了混合层海水潜沉过程的理论模型。这时，通风温跃层中通风和潜沉这两个物理过程均已完备，在位涡均一化理论的成功基础上，路登（Luyten）、J.佩德洛斯基（Joseph Pedlosky）和斯托梅尔很快便建立了通风温跃层的分层模式，将上层海洋分为在不同纬度露头的等密度层，其最上层由埃克曼抽吸驱动，潜沉后水体保持其位势涡度并向南运动。需要指出的是，通风温跃层的分层模式仅针对大洋内区，不包括西边界流区。

通风温跃层理论和位涡均一化理论共同构建了中纬度大洋风生环流的理论框架，是现代风生大洋环流理论的重要基石。它的基本结构可以分为大洋顶层的埃克曼层，通过埃克曼抽吸将混合层水体带入主温跃层；埃克曼层之下的地转流区则由大洋内区的通风温跃层、靠近东边界的阴影区（该区中水体是无运动的）和靠近西边界的流池区（通过位涡均一化或其他过程而不是通风来建立位势涡度）。

通风温跃层的局限性在于，它远离西边界和回流区，是基于线性斯韦尔德鲁普关系的动力学理论，不包含摩擦项和非线性平流项。因此，通风温跃层理论无法应用于摩擦起主要作用的西边界流区，以及非线性平流项起重要作用的回流区。