Grundlage des Windes sind Druckunterschiede in der Atmosphäre. Diese Druckunterschiede wollen ausgeglichen werden, und das geschieht durch Wind, der vom hohen zum tiefen Druck weht. An dieser Stelle könnte die Geschichte schon zu Ende sein - wenn die Erde eine einfache, bewegungslose Fläche wäre. Tatsächlich haben wir es aber mit einer kugelähnlichen Gestalt zu tun, die sich auch noch um sich selber dreht. Das verkompliziert die ganze Angelegenheit dahingehend, dass dadurch noch weitere Kräfte ins Spiel kommen, die auf den Wind einwirken. Die antreibende Kraft vom Hoch zum Tief wird durch den Druckunterschied verursacht, und heißt "Druckgradientkraft". Ohne Druckgebiete gäbe es keine Druckgradientkraft und somit zunächst einmal auch überhaupt keinen Wind. Je größer der Druckunterschied, desto größer ist auch die Druckgradientkraft, und desto stärker weht der Wind.
Gleichzeitig dreht sich die Erde aber quasi unter dem Wind hinweg weiter. Für einen sich mit der Erde mitdrehenden Beobachter sieht es dabei so aus, als würde das Luftpaket zur Seite abgelenkt werden. Die Kraft, die das bewirkt, heißt "Corioliskraft". Die Corioliskraft ist dabei eine sogenannte "Scheinkraft", denn sie tritt nur abhängig vom Standpunkt des Beobachters auf. Ein Beobachter, der im Weltraum auf die rotierende Erde schaut, würde z.B. keine solche Ablenkung wahrnehmen. Beide Kräfte, die Druckgradientkraft und die Corioliskraft, "zerren" nun solange an einem Luftpaket, bis sich beide Kräfte im Gleichgewicht befinden. Den daraus resultierenden Wind nennt man "geostrophischen Wind". In der unten gezeigten Abbildung (https://t1p.de/ja3u) ist dieses Prinzip auch nochmal grafisch dargestellt.
In der Wirklichkeit wirken aber noch mehr als nur die zwei betrachteten Kräfte auf das Luftpaket. Daher ist der geostrophische Wind auch ein vorwiegend theoretisches Konzept. Wenn er wirklich so wie beschrieben aufträte, würden sich z.B. Druckgebiete niemals auffüllen können, da der Wind ausschließlich parallel zu ihnen wehen würde. Echter geostrophischer Wind tritt nur unter den Bedingungen auf, dass die Isobaren geradlinig und nicht gekrümmt verlaufen, und dass die Strömung komplett reibungsfrei ist. Im Falle gekrümmter Isobaren wirkt zusätzlich noch die "Zentrifugalkraft" auf ein Luftpaket. Das Gleichgewicht aus Druckgradient-, Coriolis-, und Zentrifugalkraft nennt man "Gradientwind". In der Realität ist eine Strömung natürlich auch niemals reibungsfrei, sondern wird vor allem am Boden immer durch Hindernisse gestört und abgelenkt. Diesen Betrag der Abweichung nennt man "ageostrophischen Wind". Die Summe aus geostrophischem und ageostrophischem Wind ist dann der tatsächlich wehende Wind. Die ageostrophische Windkomponente sorgt letzten Endes dafür, dass sich Hochdruckgebiete wieder abbauen und Tiefdruckgebiete wieder auffüllen. Die Tatsache, dass die Reibung und damit der ageostrophische Wind über dem Meer viel kleiner sind als über Land, sorgt zum Beispiel dafür, dass sich Druckgebiete über dem Ozean sehr viel stärker entwickeln können. Als Beispiel seien sehr starke Orkantiefs über dem Atlantik genannt. Unter anderem aus dem gleichen Grund zerfallen tropische Stürme sehr rasch, sobald sie auf Land treffen.
