Atmosfera ziemska wywiera swoją masą nacisk na powierzchnię Ziemi. Nacisk ten nazywamy ciśnieniem atmosferycznym. Definiujemy go jako siłę (nacisk) pionowego słupa powietrza o przekroju całej atmosfery na jednostkę powierzchni. Ciśnienie atmosferyczne mierzymy z pomocą barometrów. Średnia wartość ciśnienia atmosferycznego na poziomie morza wynosi 1013,25 hektopascali (hPa) lub inaczej ok. 760 mm słupa rtęci.
Wartość ciśnienia atmosferycznego – najwyższa na poziomie morza– maleje wraz ze wzrostem wysokości. Przykładowo na wysokości szczytu Mont Everestu (8848 m n.p.m.) ciśnienie atmosferyczne jest blisko czterokrotnie niższe niż na poziomie morza.
Ciśnienie atmosferyczne zmienia się nie tylko w kierunku pionowym,ale i w poziomym. Zmienność ta nosi nazwę poziomego gradientu barycznego. Wyróżniamy wyże baryczne, inaczej antycyklony, czyli ośrodki o wzrastającym ciśnieniu ku środkowi układu, oraz niże baryczne, czyli cyklony, w których ciśnienie stopniowo ku środkowi maleje. Ciśnienie atmosferyczne ulega ciągłym zmianom w czasie; układy baryczne przemieszczają się w różnych kierunkach, rozwijają się i zanikają. Dynamika układów barycznych warunkuje zmienność pogody na danym terytorium. Jednakże istnieją też stałe układy baryczne, utrzymujące się nadanym obszarze cały rok lub przez znaczną część roku.
Efektem występowania poziomego gradientu barycznego są wiatry, czyli poziome, postępowe ruchy powietrza. Mechanizm powstawania wiatrów jest uwarunkowany nierównomiernym nagrzewaniem się powierzchni Ziemi. Powietrze nad obszarami silniej nagrzewanymi zwiększa swoją temperaturę i staje się lżejsze, unosząc się do góry. W efekcie w wyższych warstwach troposfery powstaje nachylenie powietrza w stronę obszarów mniej nagrzanych i poziomy ruch (rozpływanie się powietrza) w tych kierunkach. Na skutek tego ruchu ciśnienie nad obszarem bardziej nagrzanym maleje, zaś nad mniej nagrzanym – wzrasta. Zaistniała różnica ciśnień powoduje przy powierzchni Ziemi wyrównawczy, poziomy ruch powietrza.Generalnie zatem wiatry wieją z wyżów do niżów.
Wiatr wieje w określonym kierunku, z określoną prędkością. Pod pojęciem kierunku wiatru rozumiemy stronę skąd wiatr wieje, a zatem np. wiatr zachodni wieje z zachodu na wschód. Używa się zwykle 8- bądź 16-kierunkową skalę kierunków, zwaną różą wiatrów. Prędkość wiatru określamy najczęściej w m/s lub w km/godz. Prędkość wiatru mierzymy za pomocą przyrządów zwanych anemometrami albo wiatromierzami. Wskazują one zwykle także kierunek wiatru. Niekiedy – obok prędkości – określa się także siłę wiatru. Służy do tego tzw. skala Beauforta – porównawczaskala umowna, opierająca się na obserwacji skutków wywołanychprzez wiatr w przyrodzie. Pozwala ona bez użycia przyrządówoszacować prędkość wiatru.
Wiatry – mimo ogólnego kierunku z miejsc o wyższym ciśnieniu ku miejscom o niższym ciśnieniu – nie wieją wprost z wyżów do niżów. Ich kierunek podlega silnemu odchyleniu pod wpływem siły Coriolisa, a także siły tarcia.
Szereg obszarów na kuli ziemskiej cechuje się stałymi cechami termicznymi,stąd prócz wiatrów o zmiennych kierunkach występuje szereg wiatrów stałych, stanowiących część ogólnej cyrkulacji atmosfery.W strefie międzyzwrotnikowej występuje stała cyrkulacja pasatowa. Obszarem silniej podgrzewanym są okolice równikowe, słabiej– zwrotnikowe. W efekcie zaznacza się stały, przypowierzchniowy ruch powietrza od równika ku zwrotnikom. Jest on, wskutek działania siły Coriolisa, odchylany ku zachodowi.
Efektem znacznych kontrastów termicznych, występujących pomiędzy dużymi obszarami morskimi a oceanicznymi, są wiatry okresowe o sezonowo zmieniających się kierunkach – monsuny. Monsuny występują w południowej i pd.-wsch. Azji, pn. Australii, wsch. Afryce oraz w Ameryce Środkowej. W okresie letnim w obrębie silniej nagrzewającego się lądu powstaje układ niżowy, nad zachowującym jeszcze niższą, „zimową” temperaturę oceanem – wyż. Monsun letni wieje zatem od morza do lądu. W okresie zimowym ląd szybciej „oddaje” nagromadzone ciepło, tworzy się nad nim ośrodek wyżowy, nad dłużej zachowującym ciepło oceanem – ośrodek niżowy. Monsun zimowy wieje zatem z lądu nad ocean. Ważną konsekwencją występowania monsunów jest sezonowa zmienność uwilgocenia lądów. Półrocze letnie – z racji napływu wilgotnych mas powietrza znad oceanu – to okres wilgotny, półrocze zimowe – to okres suchy.
Identyczne zjawisko w rytmie dobowym zachodzi na mniejszą skalę na wybrzeżach morskich i nosi nazwę bryzy. Bryza dzienna, odpowiadająca genetycznie monsunowi letniemu, wieje znad morza, bryza nocna – z lądu na morze. Prócz wiatrów stałych i sezonowych na kuli ziemskiej występuje szereg wiatrów lokalnych, wiejących ze stałych kierunków i cechujących się określoną termiką i wilgotnością. Należą do nich np. wiatry górskie – alpejski fen (w Tatrach – wiatr halny), dalmatyńskie bora i inne.