Влияние источников тепла на атмосферу (или ветра на океан) в основном происходит на временных масштабах, превосходящих одни сутки. Поэтому в любой момент времени реакция на эти воздействия близка к состоянию геострофического равновесия.

Задавая в уравнениях квазигеострофического приближения вынуждающие силы, необходимо иметь в виду, что квазигеострофическое течение всегда находится в близком к равновесному состоянии (а именно, в состоянии, близком к геострофическому равновесию, определяемому соотношениями, которое в основном приближении характеризуется бездивергентностью течения по горизонтали.

Дивергенция и изменения равновесного состояния создаются за счет более слабого агеострофического течения. Генерируя косвенным образом изменения дивергенции, вынуждающие силы также меняют состояние геострофического равновесия. Поэтому их следует учитывать в уравнениях для агеострофических составляющих потока. (Если учесть их в геострофических соотношениях, то дивергенция в приближении основного порядка получится ненулевой, что неверно.

Прямое влияние ветра состоит в генерации в поверхностных слоях океана экмановского переноса, направленного перпендикулярно ветру. Если он является конвергентным или дивергентным, то возникают вертикальные движения. Именно они изменяют распределение поля давления и, соответственно, сбалансированное с ним поле геострофических скоростей течения.

Таким образом, экмановская подкачка представляет собой не что иное, как часть агеострофического движения, которая меняет поле давления и геострофические скорости. Изучая малые возмущения в однородном океане, в уравнениях, для агеострофической составляющей течения (с заменой отклонение поверхности) необходимо учесть напряжение трения. Впервые оно было включено в уравнение.

Оно представляет собой квазигеострофическую форму уравнения потенциальной завихренности (сравнить со случаем плоскости, в которой учтены вынуждающие силы, равные экмановской дивергенции (или вихрю напряжения ветра). Они были подробно обсуждены в Для баротропной моды обычно меньше, обратного пространственному масштабу изменения напряжения ветра (в среднем 1000 км). Поэтому Л определяется отношением ширины бассейна Ь и масштаба Н и имеет значения в пределах 30-200.