不同的降水系統，雷達回波有不同的特征。 通常由緊密排列成帶的許多回波單體組成（圖1[ 平面位置顯示器上冷鋒的雲系和降水回波]），當冷鋒由遠處移至距雷達站約300公裏時，在平面位置顯示器 (PPI)上，壹般先能看到排成壹行的離散回波塊。這是由於地表曲率和大氣折射的原因,即使以接近0°的仰角發射的波束，在300公裏處,也只能探測到雲體的較高部分。當冷鋒移近時，雷達波束能夠掃視到雲的下部比較寬大的部分，這時，回波帶中的單體變大，形成壹條比較連貫的回波帶。在冷鋒經過雷達站而向遠處移去時，回波的變化則與上述過程相反。通常,壹個完整的冷鋒降水系統的長度,可以達到600公裏以上,因此壹個站僅能探測到整個冷鋒系統的壹部分。有時雷達觀測到的冷鋒系統不止包含壹條雨帶。冷鋒的回波帶壹般自西北向東南方向移動，但鋒前或冷鋒上空的暖區常吹西南風，因而回波帶中的單體常向東北或偏東方向移動，與回波帶的整體移動方向之間有壹夾角。
冷鋒回波單體的垂直結構，和移動性孤立相似。在中國，這種回波單體頂部通常在七、八公裏以上。在快速移動的冷鋒中，單體的前上部存在較大的雲砧。單體總是處在不斷的新生、發展和消散之中，生命周期約為數十分鐘，而整個冷鋒回波帶的生命期則長得多。
在氣團內部出現的雷暴帶，其回波結構和冷鋒回波帶很相似，但移動速度較快。有時在雷達屏幕上可以同時出現兩條以上的颮線回波帶。 由範圍較大的連續性降水構成。暖鋒降水區域幾乎總是超過壹個雷達站的有效視野範圍，因此在平面位置顯示器上只能看到降水區域的壹部分。在穩定性暖鋒降水區中，屏幕上的回波連接成片，邊緣呈絲縷狀或棉絮狀，強度分布相當均勻，在不穩定性暖鋒降水區,則在大片均勻的降水回波中，夾雜有較強的對流單體。這些回波單體的移動方向，與整個降水系統的移動方向可能略有差別。仔細觀測這些較強單體的位置，可以看出，它們通常也是排列成帶的（圖 2[平面位置顯示器上暖鋒的雲系和降水回波]）。
在距離高度顯示器 (RHI)上的回波圖象中，可以看到對應於大氣溫度為0℃的高度附近的強回波帶,稱為零度層亮帶(圖3[穩定性暖鋒降水在距離高度顯示器上的典型回波圖象]) 它的形成是由於緩慢降落的冰晶和雪花在零度層附近發生表面融化而使反射率增大的結果。在亮帶下面，粒子融化成雨滴，下落速度較大，使粒子濃度減小，反射率降低。雷達屏幕上觀測到的零度層亮帶，可估計0℃層的高度,也可在壹定程度上驗證大氣的穩定性。在不穩定性暖鋒降水的距離高度顯示器回波圖象中，可以看到水平的零度層亮帶和垂直柱狀的對流單體回波結構同時存在。此外,在雷暴減弱之後的殘余降水中，也可看到零度層亮帶。暖鋒系統降水強度的變化較緩慢，雷達回波的時空變化也較小，這有利於驗證降水強度和回波功率之間的定量關系。 與大尺度低氣壓（見）降水系統相聯系的回波，範圍很廣。在雷達的探測能力所及的範圍內，回波大致連成片，但強度結構很不均勻，如棉絮狀。這類回波的延續時間較長。
氣團內部熱對流雷暴回波，這種雷暴產生在內部，其對流單體的回波在平面位置顯示器上常呈零散無規則的分布圖（圖 4[平面位置顯示器上氣團內部熱對流雷暴回波]）。這種對流回波塊常出現在平原中的山丘或湖面上的島嶼上空，對流單體的尺度，通常在幾公裏至十幾公裏間，生命周期約數十分鐘。
臺風回波，是強對流天氣系統，在雷達平面位置顯示器上，可以比較清晰地看到臺風回波的特征結構(圖 5[平面位置顯示器上臺風的雲系和降水回波])。在臺風中心前面約400～600公裏處，常有壹些強對流回波帶，稱為臺風前颮線回波帶。其走向大致和臺風中心的移動方向相垂直，但其移動方向則與臺風中心的移動方向壹致。在颮線回波帶後面的臺風眼周圍兩三百公裏以內，有大片的連續性降水回波和螺旋狀分布的對流性降水回波。這壹區域是臺風的主要降水區。螺旋雨帶以臺風眼為中心，呈多條對數螺線狀排列。仔細地觀測螺旋雨帶中各單體的運動路徑，可以發現，單體的運動軌跡與瞬時的螺旋線走向不壹致，而是近似地圍繞臺風眼作圓周運動，並緩慢地趨近中心。
在螺旋雨帶的中心，有壹個圓形的圍繞無回波空洞的強回波圈，稱為臺風眼壁回波。在此眼壁位置上，對流發展最為旺盛，回波頂部高達十余公裏。在眼壁回波以內的無回波區，與臺風眼中的晴空相對應。在很多情況下，眼壁回波不是完整的，呈帶缺口的圓環狀。臺風登陸後，逐漸減弱，臺風眼逐漸被降水回波所填塞，臺風雨帶的螺旋狀特征也逐漸消失，轉變為大片的低壓降水回波。
通過對氣象雷達回波的觀測，可以較早地發現臺風和確定臺風中心的位置，探測臺風雨帶中各部分的降水強度和風速，並可研究這種強對流風暴的詳細結構。 不論是孤立的或夾雜在對流降水系統中的強雷暴單體,常有下列顯著的特征:回波強核（回波最高的區域）的反射率很大;單體的水平尺度也較大,壹般為10～30公裏,在距離高度顯示器上,回波主體呈直立粗柱狀,頂部達對流層頂,有時可達平流層下部；雲體上部有向前方伸展的雲砧,還有自砧部下垂的前懸回波;自前方低層流入的空氣構成上升氣柱，在雲中造成弱回波穹窿；單體中持續的強降水主要出現在入流上升區域的後面，構成回波強度很大而形態陡直的“回波墻”(圖6[距離高度顯示器上移動性強雷暴的典型垂直結構]);有時還可看到因過強的回波信號進入天線旁瓣而造成的尖頂狀回波，出現在主體強回波核的正上方。這壹類強雷暴，不僅產生、雷雨、陣性大風，還可能產生和。
通過對雷達回波的分析，可以判斷由壹般對流雲過渡到強雷暴的階段，但單純根據回波形態結構，難以可靠地判斷壹個強雷暴雲是否會產生龍卷或地面降雹。普遍認為，回波頂的高度和強回波核的反射率能較好地用作識別冰雹雲的判據。例如,中國的華北地區,夏季雹雲的回波頂常出現在10～12公裏的高度，災害性雹雲中強回波核對3厘米雷達的反射因子(見),常超過10 毫米 /米 。 用雷達觀測非降水雲時，由於雲滴尺度較小，常須采用毫米波才能有效地接收回波信號。在具體的應用中，常將天線垂直指向天頂，以測量雷達站上空的雲的下界和上界。此外，毫米波雷達還有利於觀測降水粒子的初生及這種粒子區域的擴展，對於降水機制的研究是很有價值的。
在靈敏度較高的氣象雷達顯示器上，偶爾能觀測到某些並非由水汽凝結體產生的回波。由於以前未能解釋此類回波的起因，它們曾被稱為“仙波”。這種回波有的是飛鳥或昆蟲引起的，有的是由折射率分布強烈不均勻的晴空大氣所產生的（圖 7[晴空回波]）。在厘米波段的氣象雷達上，觀測到的晴空回波主要出現在消散期雷暴前方的鋒面上或低空的逆溫層附近。晴空回波主要用和進行探測和研究。 雷達所接收到的回波系雷達波所照射的空間有效散射體積中所有散射元(如雲和降水粒子)的回波的總和，由於散射元之間的相對位移，到達雷達天線處的回波具有不同相位，這些波疊加的結果，造成了回波的隨機起伏。分析起伏參數，可以得到關於粒子的運動信息和被測空間的湍流強度。