簡介
某種天氣及其相應的天氣系統發生發展的演變過程。如寒潮天氣過程、降水天氣過程等。了解各種天氣過程的發展規律，揭露其發展的物理機制，對于作好天氣預報有重要的意義。
天氣過程具有不同的空間和時間尺度，尺度較大的天氣過程是尺度較小的天氣過程的背景，它制約着尺度較小的天氣過程的發展。例如一次大範圍降水天氣過程中,就包含有若幹小的局地暴雨天氣過程。反之,尺度較小的天氣過程也可對尺度較大的天氣過程産生反饋作用，改變尺度較大的天氣過程的進程。為了尋求天氣過程的演變規律，人們常常針對某一類天氣系統或某一類天氣，根據其在曆史上多次發生發展的特征，綜合歸納為一種或幾種典型的天氣過程模式，如鋒面氣旋模式、寒潮、冰雹天氣過程模式等。有時，還可将一個天氣過程模式劃分為幾個階段,如寒潮天氣過程模式,可分為醞釀、發展和爆發三個階段。将實際天氣過程的發展與典型天氣過程模式相對比，找出相似于模式的過程，有助于作出正确的天氣預報。分析和建立典型的天氣過程模式，是天氣學研究的一項重要内容。
幾類重要的天氣過程：寒潮天氣過程、大型降水天氣過程、台風天氣過程、對流性天氣過程。
寒潮天氣過程
寒潮天氣過程是指大範圍環流形勢的演變，使冷空氣積聚、爆發南下，形成寒潮的過程。
寒潮天氣發生時會帶來劇烈的降溫和大風，有時伴有雨、雪、雨凇、霜凍、風沙、雷暴（春秋的江南地區）。寒潮大風有三類：西北大風（出現在東北、内蒙古地區）、偏北大風（華北、黃淮地區）、東北大風（長江以南）。寒潮一般出現在春節3-4月，秋季10-11月，最早出現在9月下旬，最晚于5月出現。持續時間一般為3-4天，長的可達8-9天。
寒潮天氣的成因
由于北極地區接收太陽輻射少，地面和大氣獲得熱量少，常年冰天雪地。冬季，太陽光的直射位臵越過赤道，到達南半球，北極地區的寒冷程度更加增強，範圍擴大，氣溫一般都在零下40℃—50℃以下。範圍很大的冷氣團聚集到一定程度，在适宜的高空大氣環流作用下，就會大規模向南入侵，形成寒潮天氣。
寒潮的源地
寒潮源地主要有三個：①新地島以西洋面上。②新地島以東洋面上。③冰島以南洋面上。以上三個源地的冷空氣經過西伯利亞中部會進一步加強。
中國寒潮的形成
我國寒潮的形成：我國位于歐亞大陸的東南部。由于北極和西伯利亞一帶的氣溫很低，大氣的密度就要大大增加，空氣不斷收縮下沉，使氣壓增高，形成了一個勢力強大、深厚寬廣的冷高壓氣團。每一次寒潮爆發後，極地或西伯利亞的冷空氣就要減少一部分，氣壓也随之降低。但經過一段時間後，冷空氣又重新聚集堆積起來，孕育着一次新的寒潮的爆發。
寒潮路線
影響我國的寒潮大緻有三條路線：
第一條是西路。這是影響我國時間最早、次數最多的一條路線。強冷空氣自北極出發，經西伯利亞西部南下，進入我國新疆，然後沿河西走廊，侵入華北、中原，直到華南甚至西南地區。
第二條是中路。強冷空氣從西伯利亞的貝加爾湖和蒙古人民共和國一帶，經過我國的内蒙古自治區，進入華北直到東南沿海地區。
第三條是東路。冷空氣從西伯利亞東北部南下，有時經過我國東北，有時經過日本海、朝鮮半島，侵入我國東部沿海一帶。從這條路線南下的寒潮主力偏東，勢力一般較弱，次數也較少。
寒潮天氣過程爆發類型
寒潮天氣過程爆發類型：其觸發的天氣形勢主要分為3種類型，即小槽發展型、低槽東移型和橫槽轉豎型。
大型降水天氣過程
大型降水主要是指範圍廣大，降水區可達天氣尺度的大小，包括連續性或陣性的大範圍雨雪及夏季暴雨等。
我國東部的雨帶--大雨帶南北位移--西太副高脊線、100hPa青藏高壓、副熱帶西風急流、東亞季風的季節變化有關。
中國各地雨季
（1）江南春雨期：3月下旬-5月上旬，江南地區（25-29N），雨量較小。
（2）華南前訊期：5月中旬-6月上旬（25天左右），華南，雨量迅速增大
（3）江淮梅雨：6月中-7月上旬（約20天），長江中下遊，連陰雨
（4）華北和東北雨季：7月中旬-8月下旬（約40天），雨帶停滞在華北和東北地區，同時，華南又出現一個大雨帶，為華南後汛期限降水
（5）淮河秋雨期：9月中旬-10月上旬，淮河流域，雨量較小
一般降水的形成過程：水汽條件—宏觀、垂直運動條件—宏觀、雲滴增長條件—微觀物理條件。
暴雨成因
（1）充沛的水汽
水汽的供應取決于兩方面：大氣中水汽的含量（T-Td
（2）強烈的上升氣流
大尺度天氣系統的作用并不是直接造成暴雨的原因，因為垂直速度很小，隻有幾厘米/秒，在水汽充沛的條件下，造成的降水隻有1-2mm/小時或24-48毫米/天，最多達到中-大雨，而達不到暴雨。天氣系統在暴雨形成中的作用是制約造成暴雨的中尺度系統的活動和造成水汽的集中。
①大氣與降水有關的垂直上升運動大緻可分類如下：鋒面擡升作用引起的大範圍斜壓性上升運動；低層輻合、高層輻散引起的大範圍動力性上升運動。
包括鋒面、氣旋、低渦、切變線、高空槽等西風帶低值天氣系統，也包括台風、ITCZ、東風波等熱帶天氣系統，還包括低空急流、氣流彙合帶等流場系統以及熱帶雲團等系統。
②中尺度系統引起的強烈上升運動
包括飑線、重力波、中尺度對流輻合體（MCC）、中尺度輻合線等，這種中尺度系統是直接造成局地大暴雨和烈性風暴的主要原因。
③小尺度局地對流活動引起的上升運動：地形引起的上升運動。
（3）持久的作用時間
兩種含義：降雨天氣系統移動緩慢甚至停滞不動;多次重複出現降雨天氣系統。
1954年6-7月一個月内有11次西風槽-氣旋波發展東移出海，每次造成長江流域大範圍暴雨。
（4）有利的地形
①地形的強迫擡升；
②地形的輻合和阻塞作用l喇叭口地形；
③地形還可起到觸發作用；
④擡升運動或背風波促使潛在不穩定能量釋放，激發重力波、中尺度擾動。
特大暴雨
在特定的天氣形勢下，當天氣尺度系統移動緩慢或停滞，很容易形成特大暴雨。我國的特大暴雨和連續暴雨除由單純的熱帶天氣系統引起的以外，多發生在夏季副高北部的副熱帶鋒區上，并與兩類穩定的長波流型：穩定緯向型和穩定經向型密切相關。在穩定的大形勢背景下，短波槽、低渦、氣旋等天氣尺度系統的活動，造成一次次的短期暴雨過程，而在一定的天氣尺度系統的背景下，許多的中、小尺度系統發生、發展造成一次次的短時暴雨過程，行星尺度、天氣尺度和中小尺度系統的共同作用便造成了持續性暴雨過程。
中國主要暴雨帶
1、華南前汛期暴雨
華南指武夷山--南嶺以南的廣西、廣東、福建、台灣和海南五省，屬熱帶季風氣候區，是我國年平均溫度最高、雨量最充沛的區域。
（1）4-6月為華南前汛期：是西風帶環流系統與熱帶季風環流系統相互作用的降水；
冬季12-3月：濛雨天氣，雨量不大；
4月：濛雨天氣與雨季交替出現，降水加大；
5月中：夏季風推進到華南，暴雨增多，華南前汛期開始；
7月後：後汛期，台風汛期（台風、ITCZ等熱帶系統造成的降水）；
年雨量：1500-2000mm以上，4-6月占40-50%；年均19次暴雨；
特點：年平均雨量最大，暴雨次數最多，雨季最長。
（2）背景環流特征
基本上處于從春到夏逐漸演變的冬半年的環流形勢下，處于東亞環流6月突變之前。
冬季環流特征：中高層對流層西風帶伸展較南，冷空氣不時到達華南以緻南海北部，南支西風仍然活躍，高層南亞高壓尚未躍上青藏高原，副熱帶高壓也尚未進入我國大陸，印度西南季風還未爆發。
（3）中高緯環流形勢：500hPa環流分為三種類型：
兩脊-槽型：貝湖槽，烏山以東及亞洲東部脊，南支槽、副高穩定，經向度大；
兩槽-脊型：中緯度較平直，副高穩定，西南季風活躍，西南低空急流
多波型：中高緯均緯向型，多波狀，移動性低槽與南支槽活動均頻繁
華南前汛期500HPA環流型—兩脊一槽型
（4）典型華南前汛期環流特征：
副熱帶高空西風急流北跳穩定在30N以北，副高脊穩定在18N附近或其以南地區，華南上空為平直西風帶，孟加拉灣低槽建立，南海偏南季風建立，低層常存在南北兩條低空急流，在這種形勢下，北方不斷有冷空氣南下與活躍的東亞季風氣流交綏于華南地區，與此同時，南亞高壓進入中南半島，使得華南高空維持輻散的西北氣流，為前汛期暴雨提供了有利的高空輻散條件。
（5）華南前汛期暴雨結束的環流特征：
是整個東亞環流從春到夏調整的結果，副高脊北跳到20-25N，沿海東風代替了西風。
500hPa環流主要有兩種類型：貫通性暖高脊、熱帶系統北移型。
2、華南鋒前暖區暴雨
（1）特點：
①強度大：一般為冷鋒暴雨的3-5倍；
②範圍小：占整個區域的1/3--1/4以下；
③強對流降水，伴有強烈雷暴活動；
④降水量相對集中。
（2）成因：華南大氣具有足夠的暖濕不穩定、低空西南急流、低層SW-SE氣流彙合帶、地形影響、海陸分布（兩支暖濕氣流、海陸風效應）
3、梅雨暴雨
梅雨是指每年6月中旬到7月上、中旬初夏，我國長江中下遊（指宜昌以東的28-34N範圍内或稱江淮流域）至日本南部這狹長區域内出現的一段連陰雨天氣。
名稱來由：源于我國，古稱“黃梅雨”，長江中下遊地區的群衆習慣上取“芒種”節氣為梅節令，此時正值梅熟時節，因此也叫“黃梅”。
（1）類型
正常（典型）梅雨：平均6月中--7月中旬，持續20-30天，“芒種”和“夏至”，200-400mm；
早梅雨：出現在5月份(“芒種”以前開始）的梅雨，平均5月15日，14天，“冷水黃梅”；
遲梅雨：6月下旬以後開始的梅雨，半月，“陣頭黃梅”，多雷雨，雨量集中；
特長梅雨：1954，1998，1991；
“短梅”和“空梅”：旱；
倒黃梅：“小暑一聲雷，黃梅倒轉來”，一周到十天半個月。
（2）梅雨天氣地面形勢
①靜止鋒特别穩定。
②梅雨鋒南北兩側冷暖空氣性質上的差異，主要表現在空氣的濕度上，而溫度差異則較小。
③降雨區在南北方向上很窄，但降水強度卻很強。
冬季型----夏季型：中高緯度西風減弱北轍，南支西風消失，高空南亞高壓躍到青藏高原上空，印度季風爆發，西太平洋副高穩定北跳到20N以北，徘徊于22N--26N之間，暖濕季風氣流源源不斷輸送到江淮上空，而減弱的冷空氣主體也隻能到達江淮流域，冷暖空氣的持續交綏就造成了靜止鋒和連綿的陰雨。
（3）梅雨天氣高空形勢
高層（100或200hPa）：主要的環流特征是江淮上空有一暖性反氣旋。這是從青藏高原東移過來的南亞高壓，高壓的北側和南側分别有西風急流和東風急流。
中層（500hPa）：主要的環流特征是西太副高脊線穩定在22N左右，印度東部或孟加拉灣一帶有穩定的低槽，長江流域盛行西南風，并與來自北方的偏西氣流構成氣流彙合區。在高緯，歐亞大陸呈阻塞形勢，有三類，第一類是三阻型，自東向西分别位于亞洲東部雅庫茨克一帶、貝加爾湖以及歐洲東部一帶。在這些阻高南部中緯地帶（35-45N）是平直西風帶，且有鋒區配合，并不斷有短波槽生成東移。第二類是雙阻型，西阻位于烏拉爾山附近，東陰在雅庫茨克附近，兩個阻高之間為一寬廣的低壓槽，35-45N為平直西風帶。第三類是單阻型，這個阻高一般位于貝加爾湖北方，而東北低槽的尾部可伸至江淮地區上空。雙阻型在梅雨期和後期易出現，一般稱為“标準型”。
低層：850或700hPa有江淮切變線，其南側有西南風低空急流。切變線上常有西南低渦東移。在地面則有靜止鋒，并有靜止鋒波動，産生江淮氣旋。
（4）主要天氣系統
江淮切變線：指江淮地區850-700hPa風場上具有正渦度和輻合特征的氣旋性風向切變。
冷式切變線：N-NW與SW。
暖式切變線：SW與SE-E。
靜止鋒型切變線：NE與SW或E與W之間。
西南渦：産生在我國西南地區低層的一種中間尺度（300-500KM）的低渦，具有下冷上暖的熱力結構
西南低空急流：把850或700hPa上風速³12m/s的西南風極大風速帶稱為西南低空急流。
梅雨鋒和氣旋波：鋒兩側溫度梯度小，但濕度梯度大。
4、北方暴雨
概況：7-8月，副高第二次北跳28-30N（最北位置35N），ITCZ最北達20N。
（1）氣候特征
①雨季曆時短，暴雨頻數少（7月中下-8月中，平均1-2場）；
②暴雨強度大（華北年均300-800mm, 638,758:2050,1630，53年山西53.1mm/5分；75/8/7，河南林莊1060/24H，1605/3D；63/8/2-8，河北獐麼2051/7D；77/8/1-2，毛烏素沙漠中的木多才當1400）；
③暴雨時間集中（7月下到8月上，60%），年際變化大；
④多為過程性暴雨；
⑤與地形密切相關（山脈迎風坡60.4%，平原34.2%）。
（2）典型天氣形勢
高空槽（冷鋒）型、暖切變型、黃河氣旋型、高空冷渦型。
台風天氣過程
台風：形成早熱帶海洋上，具有暖中心結構的強烈發展的熱帶氣旋。當熱帶氣旋的風級大于12級時（32.7m/s）時，就形成台風。
形成原因
台風發源于熱帶海面，那裡溫度高，大量的海水被蒸發到了空中，形成一個低氣壓中心。随着氣壓的變化和地球自身的運動，流入的空氣也旋轉起來，形成一個逆時針旋轉的空氣漩渦，這就是熱帶氣旋。隻要氣溫不下降，這個熱帶氣旋就會越來越強大，最後形成了台風。
台風源地，指經常發生台風的海區，全球台風主要發生于8個海區。其中北半球有北太平洋西部和東部、北大西洋西部、孟加拉灣和阿拉伯海5個海區，而南半球有南太平洋西部、南印度洋西部和東部3個海區。從每年台風發生數及其占全球台風總數的百分率的區域分布圖中可以看到，全球每年平均可發生62個台風，大洋西部發生的台風比大洋東部發生的台風多得多。其中以西北太平洋海區為最多（占36%以上），而南大西洋和東南太平洋至今尚未發現有台風生成。西北太平洋台風的源地又分三個相對集中區：菲律賓以東的洋面、關島附近洋面和南海中部。在南海形成的台風，對我國華南一帶影響重大。
台風大多數發生在南、北緯度的5°~20°，尤其是在10°~20°占到了總數的65%。而在20°以外的較高緯度發生的台風隻占13%，發生在5°以内赤道附近的台風極少，但偶爾還是有的，如福建省氣象台就發現1970~1971這兩年中，西北太平洋共有3個台風發生在5°N以南區域。據近十多年來衛星資料的分析，發展成台風的擾動雲團，在幾天前即可發現，所以實際上擾動的初始位置比以前發現的位置偏東。如北大西洋上，以前認為發展成台風的初始擾動大多數産生在大洋的中部，而有人根據雲圖分析，認為每年有三分之二台風的擾動起源于非洲大陸。這些擾動一般表現為倒V形或旋渦狀雲型，它們沿東風氣流向西移動，到達北大西洋中部和加勒比海時，便發展成台風。北太平洋西部和南海台風的初始擾動位置，也要比以前發現的位置偏東。
台風的強度
近中心地面最大風力>8級；中心海平面最低氣壓小于960hPa。
台風範圍
水平範圍：海平面氣壓場中最外圍的閉合等壓線，直徑一般為600-1000開門。垂直範圍：整個對流層及平流層下層。
台風分類
過去我國習慣稱形成于26℃以上熱帶洋面上的熱帶氣旋(Tropical cyclones)為台風，按照其強度，分為六個等級：熱帶低壓、熱帶風暴、強熱帶風暴、台風、強台風和超強台風。自1989年起，我國采用國際熱帶氣旋名稱和等級劃分标準。
國際慣例依據其中心附近最大風力分為：
熱帶低壓(Tropicaldepression)，最大風速6~7 級，(10.8-17.1 m/s)；
熱帶風暴(Tropicalstorm)，最大風速8～9 級，(17.2～24.4m/s)；
強熱帶風暴(Severe tropical storm)，最大風速10 ～11 級，(24.5 ～32.6m/s)；
台風(Ty-phoon)，最大風速12 ~13級，(32.7m/s~41.4m/s)；
強台風（severe typhoon），最大風速14~15級（41.5m/s~50.9m/s）；
超強台風（Super Typhoon），最大風速≥16級（≥51.0m/s）。
台風結構
台風是一個強大而具破壞力的氣旋性漩渦，發展成熟的台風，其底層按輻合氣流速度大小分為三個區域：①外圈，又稱為大風區。自台風邊緣到渦旋區外緣，半徑約200-300km，其主要特點是風速向中心急增，風力可達6級以上；②中圈，又稱渦旋區。從大風區邊緣到台風眼壁，半徑約在100km，是台風中對流和風、雨最強烈區域，破壞力最大；③内圈，又稱台風眼區。半徑約5-30km。多呈圓形，風速迅速減小或靜風。
台風内各種氣象要素和天氣現象的水平分布可以分為外層區（包括外雲帶和内雲帶）、雲牆區和台風眼區三個區域；鉛直方向可以分為低空流入層（大約在1公裡以下）、高空流出層（大緻在10公裡以上）和中間上升氣流層(1公裡到10公裡附近)三個層次。在台風外圍的低層，有數支同台風區等壓線的螺旋狀氣流卷入台風區，輻合上升，促使對流雲系發展，形成台風外層區的外雲帶和内雲帶；相應雲系有數條螺旋狀雨帶。卷入氣流越向台風内部旋進，切向風速也越來越大，在離台風中心的一定距離處，氣流不再旋進，于是大量的潮濕空氣被迫強烈上升，形成環繞中心的高聳雲牆，組成雲牆的積雨雲頂可高達19公裡，這就是雲牆區。
台風中最大風速發生在雲牆的内側，最大暴雨發生在雲牆區，所以雲牆區是最容易形成災害的狂風暴雨區。當雲牆區的上升氣流到達高空後，由于氣壓梯度的減弱，大量空氣被迫外抛，形成流出層，而小部分空氣向内流入台風中心并下沉，造成晴朗的台風中心，即台風眼區。台風眼半徑約在10～70公裡之間，平均約25公裡。雲牆區的潛熱釋放增溫和台風眼區的下沉增溫，使台風成為一個暖心的低壓系統。
台風在低層主要是流向低壓的流入氣流。由于角動量平衡，在内區可産生很強的風速，在高層是反氣旋的流出氣流。上下層環流之間通過強上升運動聯系起來，這是台風環流的主要特征。台風中最暖的溫度是由下沉運動造成的，它出現在眼壁内邊緣以内，這裡有最強的下沉運動。在台風低層最大風速半徑處，輻合最強，最大風速值半徑的大小随高度變化甚小，并處于眼壁之中。
對流性天氣過程
對流性天氣主要指雷暴、飑、冰雹、龍卷等天氣。 "雷暴"即積雨雲中所發生的雷電變作的激烈放電現象。因其一般伴有陣雨，所以常與"雷雨"通稱。雷雨是夏季常見的降水形式。通常把隻伴有降雨的雷暴稱為"一般雷暴"。有的雷暴會伴有暴雨、大風、冰雹、龍卷等嚴重的災害性天氣現象。一般把伴有這些嚴重災害性天氣現象之一的雷暴叫做"強雷暴"。一般雷暴和強雷暴都是對流旺盛的積雨雲的産物，所以常将它們通稱為對流往天氣或對流性風暴。
形成原因
發生雷暴時，通常出現雷電、降雨、陣風等天氣現象以及壓、溫、濕等氣象要素的變化。這些現象主要發生在雷暴雲的成熟階段;下面分别讨論它們的成因。
（1）雷電
雷電是由積雨雲中"溫差起電"以及其它起電作用所造成的。一般當雲頂發展到-20攝氏度等溫線高度以上時。就會出現閃電和雷鳴。第一次聞雷表明雲頂已達-20攝氏度等溫線高度附近。随着雲頂增高，閃電、雷鳴便愈益頻繁。一般來說，雲中放電強度及頻程度與雷暴雲的高度、強度有關。因此，雷電現象可用以判斷雷暴強度。
（2）降雨
在雷暴雲中上升氣流最強區附近，一般有水滴累積區，當累積量超過上升氣流承托能力時，便開始降雨。由于累積區中的水傾盆而下，因而造成陣雨或暴雨。陣雨持續時間為幾分鐘到一小時不等，視雷暴雲的強弱及含水量多少而定。雷暴群和雷暴帶形成的降水區也呈片狀或帶狀。由于雷暴群(帶)中，每個單體強弱不一，所以降水量分布很不均勻。而且因雷暴雲常常跳躍式地傳播，因此降水量也有跳躍(間隔)式分布的情況。
（3）陣風
在積雲階段，地面風一般很弱。低空有向雲區的輻合，促使上升氣流發展。到了雷暴雲的成熟階段，雲中産生的下沉氣流沖到地面附近時，向四周散開，因而造成陣風。一般來說，陣風發生前，風力較弱，風向不定，但多偏南風。陣風發生時，風向常呈氣旋式旋 轉，然後又呈反氣旋式旋轉。移動緩慢的雷暴。雲下的流出氣流幾乎是徑向(即向四面八 方鋪開)的。然而多數情況下，在雷暴移向的下風方的風速要大于上風方。
（4）壓、溫、濕的變化
由于下沉氣流中水滴的蒸發使下沉氣流幾乎保持飽和狀态。所以下沉空氣由上層至下層是按濕絕熱增溫的。上層冷空氣雖然在下沉過程中會變暖些，但升溫率小，到地面時，仍比四周地面空氣要冷。因此在雷暴雲下形成一個近乎飽和 的冷空氣團，因其密度較大所以氣壓較高，這個高壓叫"雷暴高壓"。當雷暴雲向前移動時，雲下的雷暴高壓也随之向前移動，當它移過測站時，就使該站發生氣溫下降、氣壓湧升、相對濕度上升、露點或絕對濕度下降等氣象要素的顯著變化。其變化幅度取決于雷暴雲的強度和測站相對于雷暴雲的位置，雷暴中心經過地區變化明顯，邊緣地區則變化較小。
結構
産生雷暴的積雨雲叫做雷暴雲。一個雷暴雲叫做一個雷暴單體，其水平尺度約十幾公裡。多個雷暴單體成群成帶地聚集在一起叫做雷暴群或雷暴帶。它們的水平尺度有時可達數百公裡。每個雷暴單體的生命史大緻可分為發展、成熟和消散三個階段。每個階段約持續十幾分鐘至半小時左右。在不同的階段中雷暴雲的結構有不同的特征。發展階段即積雲階段，其主要特征是上升氣流貫穿于整個雲體。成熟階段的特征是開始産生降水，并且由于降水的拖曳作用而産生了下沉氣流。但在下沉氣流的上方，上升氣流仍貫穿雲體。雲中上升氣流通度的垂直分布呈抛物線狀，即為上、下層小，中層最大。
消散階段的特征是下沉氣流占據了會作的主要部分。
雷暴群可由好幾個同時處于不同階段的雷暴單體所組成。多單體的雷暴群的結構往往會随着每個單體的新陳代謝而發生變化。單體的生命期約為半小時至1小時。但多單體的雷暴群作為整體可存在幾小時。
影響範圍
對流性天氣十分激烈，容易成災。其影響範圍較小，持續時間較短，所以通常是一種局部災害性天氣。但是有時也會發生大範圍的強雷暴天氣過程，其影響範圍可達數十縣到數省，持續時間可達一天左右。例如，1962年6月8日，在山東、江蘇、安徽等省範圍内有二、三十個縣下了大冰雹。又如1974年6月17日在北起山東半島，經山東、江蘇、安徽等省，南至浙北、贛北及鄂東等廣大地區上，自北向南先後發生了8-12級大風或冰雹等嚴重天氣。國外也有類似情況。如1974年4月3月晚至4日有一百多個龍卷襲擊了美國的12個州及加拿大部分地區。這些大範圍的強雷暴會造成大範圍的嚴重災害。
對流性天氣不僅對國民經濟各部門影響很大，而且對軍事活動的影響也很大。例如，由于積雨雲中有強烈的擾動、結冰和放電現象，對飛行的安全威脅很大。因此即使是一般的雷雨天氣也會對其造成危險。所以做好對流性天氣的預報，預防對流性天氣的突然襲擊，對于防災、抗災、保障國民經濟和國防建設都有十分重要的意義。
鑒于對流性天氣一般具有範圍小，發展快的特點，所以在預報工作中，除了應用天氣圖方法外，最好還要配合中尺度天氣分析及雷達、衛星探測等方法。
