1 引言

暴雪是华北冬季重要的灾害性天气之一，而大范围持续性暴雪天气常使交通瘫痪、电力和通讯中断，严重影响人们的正常生活，给社会经济造成巨大损失。为了更好地认识和理解暴雪形成机理，气象工作者进行了大量的研究，包括影响系统、形成机理和数值模拟等方面。华北暴雪的主要地面影响系统有冷锋(包括回流冷锋(张迎新等，2007；周雪松等，2008；侯瑞钦等，2011))、华北锢囚锋(徐达生，1957；许培贞，1979；边志强等，1999；易笑园等，2010；叶晨等，2011)、温带气旋(盛春岩等，2001；王东海等，2013)、地面倒槽(赵桂香等，2011)等，不同影响系统产生的降雪强度以及给当地带来的灾害程度也不同。

回流冷锋(也称东路冷锋)是位于40°N以北冷空气(也称东路冷空气)东移进入东北平原后，折向西南经渤海进入华北地区，当对流层中层有西来槽东移，槽前偏南气流在东北下来的冷空气之上爬行出现降水，徐达生(1957)认为，华北平原冬季较大降雪、春季较大降水大部分与回流天气有关。因此，回流冷锋是华北暴雪的主要影响系统。张迎新等(2007)通过对一次华北暴雪个例模拟研究得出了回流冷锋系统暴雪的一些风场和水汽特征，当对流层低层回流偏东风和中层偏南风同时出现时，降雪出现，当二者其一消失，降雪结束，暴雪的水汽来自700 hPa以上层次；周雪松等(2008)通过对一次华北回流暴雪天气的模拟研究了其发展机理，认为动力锋生和锋面次级环流是华北回流暴雪的主要原因。吴庆梅等(2014)对北京一次回流暴雪的锋区特征进行分析，指出回流冷锋锋区在北京地区坡度较小，存在不稳定层结，出现高架雷暴。

华北锢囚锋是形成于华北西部的地方性锢囚锋，由东、西两路冷锋相向而行形成，是造成华北地区冬、春季降水的主要天气系统之一。20世纪50年代，徐达生(1957)对华北锢囚锋的空间结构进行了分析；许培贞(1979)也对一次华北锢囚锋进行了详细的分析，给出了华北锢囚锋形成的环流背景、空间结构和流场特征及华北锢囚锋降水的成因；肖庆农(1994)设计了一个二层锋面模式，形象、直观地揭示了地形影响下冷锋变形及锢囚的一些规律；边志强等(1999)模拟研究了太行山对锢囚锋强度、出现时间的影响；易笑园等(2010)利用多种中尺度资料分析了一次由华北锢囚锋造成的β中尺度暴雪过程，指出锢囚锋阶段地面和低层风场具有β中尺度气旋性环流，并且西路冷锋强于东路，两路冷空气的夹击抬升了暖湿气流，造成局部强降雪。叶晨等(2011)利用微波辐射计、风廓线雷达等高分辨率观测资料对北京地区一次由燕山和太行山脉影响形成的锢囚锋暴雪进行了分析，指出锢囚锋垂直结构浅薄，对暖湿空气的强迫抬升作用弱，因此，形成降雪强度弱、持续时间长。陈雪珍等(2014)对一次华北锢囚锋暴雪进行了高、低空急流特征分析，指出高、低空急流耦合加强上升运动，并触发不稳定能量释放，增加降雪强度和持续时间。

江淮气旋是发生在长江中下游和淮河流域、生命史在12 h以上的、具有明显冷、暖锋结构的低值系统(江苏省气象局预报课题组，1988)。江淮气旋是江淮流域暴雨的重要天气系统之一，春季主要向东北方向移动(魏建苏等，2013)，当江淮气旋向东北方向移动并与西风带系统结合时，受其直接或间接影响，华北产生暴雪天气。盛春岩等(2001)分析了一次冬季由江淮气旋引起的山东暴雪，指出江淮气旋和强降雪向对称不稳定区域移动，低空急流触发了山东暴雪。江淮气旋属于温带气旋，对温带气旋暴雪研究由来已久，一些学者(Thorpe, et al, 1985; Sanders, et al, 1986; Moore, et al, 1993; Nicosia, et al, 1999)指出，中尺度带状降雪往往出现在气旋风暴的逗点状的头部，是在弱的对称稳定的条件下锋生强迫形成的。王东海等(2013)也对一次温带气旋暴雪过程进行了多尺度相互作用及其形成机理研究，利用ω方程对气旋的上升运动进行了诊断分析，指出涡度平流和温度平流对锋前上升运动起重要作用。熊秋芬等(2013, 2016, 2018)、郭达烽等(2017)对中国温带气旋的暖锋后弯结构、云图特征、水汽轨迹等进行了一系列研究。近年来，中外学者利用云雷达、偏振雷达、Cloudsat等资料对温带气旋风暴头部带状降雪的微物理特征进行了研究(Erica, 2014; Matthew, et al, 2017; 赵宇等，2018)，对暴雪形成机理有了进一步的认识。

以上对暴雪的研究仅限于单个影响系统，而本研究中的大范围持续暴雪过程有多个影响系统——华北锢囚锋、江淮气旋和北路冷锋，这些系统在垂直结构、水汽和动力条件、降水效率方面有什么不同？造成的降雪量有何差异？这些系统是怎样演变和相互作用的？本研究尝试从以上几个方面入手，运用准地转理论、凝结函数法、垂直剖面分析法、传统锋面和锋区分析方法等对此次大范围持续性暴雪过程进行分析，分析结果对解决不同系统影响下华北暴雪的量级预报问题有一定的参考意义。通过对此次华北暴雪过程的分析，还可进一步认识华北锢囚锋、北上江淮气旋降雪量级及形成原因，一些结论对华北地区冬季暴雪的业务预报具有应用价值，对提高中短期暴雪预报准确率和为政府决策部门应对暴雪灾害提供科学依据有重要意义。

所用资料：(1)2007年3月2日20时—4日20时(北京时，下同)地面实况观测资料；(2)2007年3月3日02时—4日20时NCEP GFS(National Center for Environmental Prediction, global forecast system)逐日4次，分辨率为0.5°×0.5°的再分析资料。

2 华北锢囚锋、江淮气旋、北路冷锋降雪量特征

受华北锢囚锋、江淮气旋和北路冷锋的共同影响，2007年3月2日20时—4日20时，中国北方地区(包括陕西、山西、河北、北京、天津、辽宁等地)出现大范围持续性雨转暴雪天气，中国华北地区2 d的降雪总量一般为15—30 mm，达到暴雪标准。表 1为该时段华北地区代表站逐6 h降水量、天气现象。可以看到：(1)华北锢囚锋主要影响华北西部，其主要降雨、降雪时段出现在2日20时—4日02时，降雨强度为4—5 mm/(6 h)，雨夹雪或雪强度为5—8 mm/(6 h)，4日02时，位于锢囚锋北段的张家口在锢囚锋和北上江淮气旋暖锋锋区的共同作用下，降雪强度达到13 mm/(6 h)；(2)江淮气旋北上主要影响华北地区中东部，主要降雨、降雪时段出现在3日02时—4日08时，降雨强度为5—11 mm/(6 h)，最大19 mm/(6 h)，降雪强度为7—16 mm/(6 h)；(3)北路冷锋楔入随江淮气旋北上的暖锋锋区下面，造成承德降雪强度一般为11—12 mm/(6 h)；(4)华北锢囚锋减弱为冷锋或江淮气旋后部冷空气控制时，降雪强度在4 mm/(6 h)以下。由此可见，各系统的降雪强度依次为江淮气旋、北路冷锋、华北锢囚锋、冷锋。

3 华北锢囚锋、江淮气旋、北路冷锋演变和环流背景 3.1 华北锢囚锋、江淮气旋、北路冷锋演变 3.1.1 华北锢囚锋演变

2007年3月3日02时(图 1a)，原位于40°N附近的冷锋发生弯曲，从东北平原南下的冷锋越过太行山与西路冷锋在华北西部相遇形成锢囚锋，锢囚点位于榆林附近，为方便分析锢囚锋暴雪形成原因，将锢囚锋分为北段(张家口附近)和南段(榆林附近)。3日02—14时(图 1a—c)，东路冷空气逐渐加强，东路冷锋东部的地面等压线梯度增强，华北锢囚锋处于发展阶段，稳定少动，华北锢囚锋上降水强度为4—8 mm/(6 h)。3日20时—4日02时(图 1d—e)，由于随江淮气旋北上的偏南气流的阻挡，从东北平原南下的冷空气受阻，形成华北锢囚锋的东路冷锋减弱，冷锋东部地面气压梯度明显减小，华北锢囚锋南段较之前明显东移，南段降雪强度明显减弱(5 mm/(6 h)及以下)；4日08时华北锢囚锋消失，仅以冷锋形式存在，锢囚锋持续了24 h。

3.1.2 江淮气旋演变

3日02—14时(图 1a—c)，江淮气旋形成前，由于南支槽前正涡度平流和对流层低层暖平流减压作用，在山东南部到湖北东部有地面倒槽发展，强降水出现在倒槽及其西部，华北南部受倒槽影响，出现强度为5—8 mm/(6 h)的降雨。3日20时，500 hPa西风槽与南支槽叠加加深(图 3b)，槽前正涡度平流和低层暖平流加强，在安徽中部形成江淮气旋(图 1d)。江淮气旋冷空气一部分来自950 hPa高度从东北南下的冷空气沿太行山南下(图 2b)，850 hPa高度冷空气被北上的暖湿气流(图 2d)阻挡在河北东北部；另一部分来自850 hPa高度从河西走廊南下的西路冷空气(图 2d)，两路冷空气合并，使位于安徽南部到江西西北部的冷锋锋区和冷平流加强。降水主要出现在气旋中心北部倒槽附近，华北中东部，受地面倒槽的影响，出现7—19 mm/(6 h)降雨和7—15 mm/(6 h)降雪。江淮气旋生成后逐渐加强，并向北偏东方向移动，4日02时(图 1e)，江淮气旋中心到达山东和江苏交界处，降水中心出现在气旋中心强度和冷、暖锋附近，华北中东部受暖锋锋区影响，出现强度7—16 mm/(6 h)的雨、雪；4日08—14时(图 1f—g)，气旋强烈发展，14时中心气压为997.5 hPa，向东北方向缓慢移动，气旋中心附近的降水强度达到最大，河北东北部受其暖锋锋区影响，出现强度为12—15 mm/(6 h)的降雪。4日20时(图 1h)，气旋中心继续向东北方向移至黄海北部，强度没有变化，江淮气旋锢囚，对华北的影响结束。江淮气旋形成前和形成后对华北暴雪的影响持续时间为30 h(3日08时—4日14时)。

3.1.3 北路冷锋演变及对江淮气旋起到“冷垫”抬升作用

3日20时，从东北平原南下的冷空气在辽宁南部到河北东北部形成北路冷锋(图 1d)，之后，随着高空极锋锋区低槽进入东北平原，北路冷锋进一步加强，锋后地面气压梯度增大，同时江淮气旋北上，向北路冷锋靠近(图 1e—h)，北路冷锋楔入随气旋北上的暖湿气流下方，起到“冷垫”抬升作用，使河北东北部降雪加强，承德6 h降雪量11—12 mm。

3.1.4 江淮气旋北上对华北锢囚锋的减弱作用

3日20时(图 1d)，随着江淮气旋北上，暖湿气流向北推进，阻挡了从东北平原南下到河北的冷空气，使华北锢囚锋减弱、东移加快，南段降雪减弱至5 mm/(6 h)以下，至4日08时(图 1f)，没有东路冷空气的补充，华北锢囚锋减弱为冷锋，南段降雪进一步减弱至1 mm/(6 h)以下。江淮气旋的北上对华北锢囚锋起到减弱的作用。

3.2 华北锢囚锋、江淮气旋、北路冷锋的环流背景

此次华北暴雪的高空影响系统有极锋锋区、西风槽和南支槽。图 3为2007年3月3日08时—4日20时华北暴雪期间500 hPa形势演变与实况观测的6 h降水量。

3日08时(图 3a)，东亚极锋锋区位于43°N以北，锋区上的低槽位于贝加尔湖西部，并配合-48℃的冷舌，冷平流使得低槽在东移的过程中不断加强。东北地区被极锋锋区控制，低层有冷空气从东北平原向西南移动，进入河北，越过太行山，形成东路冷空气；同时40°N附近西风槽位于河套西部，形成西路冷空气，东、西两路冷空气在华北西部相遇，形成华北锢囚锋(图 1a)。3日20时(图 3b)，极锋锋区低槽东移至贝加尔湖东部，东北地区高空锋区加强，从辽宁南部到河北东北部形成北路冷锋(图 1d)；同时次的西风槽东移到河套东部，在冷平流作用下，强度加强，在对流层低层，西路冷空气沿河西走廊向东南移动，在安徽南部到江西与湖北交界形成冷锋；南支槽前暖平流加强，在安徽南部形成气旋(图 1d)。4日08时(图 3c)，极锋锋区上低槽东移至中蒙边界，北路冷锋进一步加强；同时加深的西风槽，与南支槽叠加位于114°E附近，槽前加强的西南气流阻挡了南下到河北中南部并西越太行山的冷空气，东路冷空气减弱，华北锢囚锋减弱为冷锋，华北西部降雪减弱停止；华北东部在加强的西风槽前正涡度平流和低层暖平流作用下，气旋加强，同时加强的北路冷锋楔入北上的江淮气旋的暖锋下面，加强了上升运动。

4日20时(图 3d)，极锋锋区低槽进入东北地区，极锋锋区冷平流与西风槽后冷平流叠加，促使西风槽迅速加深，544 dagpm等值线在12 h内向南推进了10个纬距，在渤海海峡附近形成低涡，地面气旋出现锢囚，江淮气旋对华北降雪的影响结束。

4 华北锢囚锋和江淮气旋的对比分析

对华北锢囚锋和江淮气旋的水汽条件、降水效率和动力条件进行对比分析其降水强度不同的原因。分别选取能够代表华北锢囚锋和江淮气旋的4个台站：榆林代表华北锢囚锋南段、张家口代表华北锢囚锋北段、石家庄代表江淮气旋，承德代表江淮气旋与北路冷锋结合。

4.1 水汽条件

充足的水汽是产生暴雪的必要条件，这次华北锢囚锋暴雪和江淮气旋暴雪水汽输送通道分别位于哪一层？水汽辐合有何差异？大气中水汽含量达到多少才能产生暴雪？通过对比分析，给出两个系统产生暴雪的水汽分布特征。

从图 4可以看出，华北锢囚锋代表站榆林和张家口仅在700 hPa上有水汽输送，来自于西南地区(图 4c)，江淮气旋降雪代表站石家庄和承德850 hPa上水汽来自西南地区和东海(图 4a、b)，700 hPa上水汽来自西南地区(图 4c、d)。

分别对3日14和20时沿38°N和3日20时和4日02时沿41°N比湿和水汽通量散度做垂直剖面分析，结合图 4得到华北锢囚锋降雪和江淮气旋降雪的水汽条件(表 2)。

从表 2可知，华北锢囚锋暴雪水汽通道在700 hPa上，来自西南地区；而江淮气旋暴雪在700和850 hPa上，来自西南地区和东海；水汽含量和水汽辐合条件比较，华北锢囚锋暴雪明显弱于江淮气旋暴雪。

4.2 降水效率

降水效率定义为到达地面的降水率与云中凝结率之比(周文贤等，1988)，文中到达地面的降水率用地面6 h降水实况，云中凝结率利用凝结函数法计算。

云中凝结率以I表示(朱乾根等，2000)

(1)

式中，q_s为气块的饱和比湿，F为凝结函数，ω为垂直速度。

(2)

式中，L=2498 J/g为蒸发(或凝结)潜热, R=287.05 m²/(s²·℃)为干空气气体常数，R_w=460 m²/(s²·℃)为水汽的气体常数，c_p=1 J/(g·℃)为干空气定压比热，p、T为气压、气温。

利用近似方案计算凝结率，取p₀=850 hPa，上界取为550 hPa，则，对上述积分采用辛普生公式计算。

取Δp=150 hPa，并设(Fω)₅₅₀≈(Fω)₅₀₀，则

(3)

6 h降水量

(4)

利用式(4)计算2007年3月2日14时—5日02时榆林、张家口、石家庄和承德暴雪的层云6 h降水量(凝结量)(图 5)。

由图 5可以看出，华北锢囚锋影响的榆林和张家口6 h最大凝结量为6 mm(图 5a、b)，江淮气旋影响的石家庄和承德6 h最大凝结量为10—13 mm(图 5c、d)，江淮气旋明显大于锢囚锋，原因是江淮气旋的动力和水汽条件好于华北锢囚锋；除张家口外其他3站凝结量与6 h实际降水量升降趋势相同，实际降水量最大值大于凝结量最大值，并滞后12 h，降水前半段实际降水量小于凝结量，降水后半段实际降水量大于凝结量，由表 3可以看出，降水前半段，华北锢囚锋平均降水效率为0.76，江淮气旋为0.58；降水后半段，两个影响系统平均降水效率均为1.5(去掉＞2.0后平均)，冷锋阶段，平均降水效率为0.56。以上仅一个个例得出的降水效率代表性比较差。

4.3 动力条件

不同影响系统产生的暴雪，其动力条件不同，从中纬度斜压大气降水产生的基本理论(准地转理论)出发，通过对准地转ω方程中两个强迫项的计算，定性判断在不同系统即华北锢囚锋和江淮气旋影响下，涡度平流随高度的变化项和温度平流拉普拉斯项对垂直运动的贡献，从而分析导致华北暴雪动力条件不同的原因。

在绝热条件下，准地转ω方程有如下形式(朱乾根等，2000)

(5)

式(5)左端表示ω的空间分布，右端第1项为绝对涡度平流随高度的变化项，在短波系统中，主要考虑相对涡度平流随高度的变化即f×∂(V_g·▽ζ_g)/∂p，正相对涡度平流随高度增加对应上升运动；右端第2项为温度平流的拉普拉斯项，可以写成：-R/p×▽²(-V_g·▽T)，暖平流中心区是上升运动。

文中计算了温度平流的拉普拉斯项▽²(-V_g·▽T)(图 6)，并用500与850 hPa的相对涡度平流之差计算了相对涡度平流的垂直微差项-∂(-V_g·▽ζ_g)/∂p(图 7)，对产生垂直运动的两个强迫项在不同天气系统下对华北暴雪的贡献进行了分析。

4.3.1 华北锢囚锋暴雪的动力条件

(1) 华北锢囚锋南段：3日14时(图 6a)，榆林上空450 hPa有一暖平流中心，暖平流的拉普拉斯项为-1.0×10^-14 K/(s·m²); 从涡度平流的垂直分布(图 6b)来看，在对流层中层500 hPa有一个相对涡度平流中心，中心值为10×10^-10 s^-2，500与850 hPa相对涡度平流之差(简称相对涡度平流垂直微差，下同)为4×10^-10 s^-2(图 7a)，可见榆林处于西来槽槽前，相对涡度平流微差项起主要作用，750和500 hPa上升中心值均为0.6 Pa/s(图 6b)，3日20时6 h降雪量为5 mm。

(2) 华北锢囚锋北段：3日20时(图 6c)，位于华北锢囚锋北段的张家口，受北上的江淮气旋暖平流影响，在对流层中层550 hPa出现0.2×10^-3 K/s的暖平流中心，暖平流的拉普拉斯项为-2.0×10^-14 K/(s·m²), 是南段的2倍，很明显北段较南段暖平流中心对上升运动的贡献大；从涡度平流的垂直分布(图 6d)来看，在张家口上空，对流层中层500 hPa有15×10^-10 s^-2的负相对涡度平流中心，相对涡度平流垂直微差≤0(图 7b)。可见张家口上空的上升运动主要是温度平流拉普拉斯项起作用，在700—300 hPa上升运动中心值达到0.5 Pa/s(图 6d)，3日20时6 h降雪量为5 mm。

由以上分析可知，华北锢囚锋南段位于西来槽槽前，涡度平流的垂直微差项起主要作用，而北段受到江淮气旋暖锋锋区的影响，温度平流的拉普拉斯项起主要作用。可见随江淮气旋北上的偏南气流不仅提供了水汽，而且暖平流中心对上升运动的贡献增大了华北锢囚锋降雪强度。

4.3.2 江淮气旋暴雪动力条件

3日14时(图 6a), 石家庄上空800—700 hPa层上为随江淮气旋北上的暖锋锋区，配合0.2×10^-3 K/s的暖平流中心，温度平流的拉普拉斯项中心值为-5.0×10^-14 K/(s·m²)，出现在900 hPa，其绝对值是华北锢囚锋的2.5倍；相对涡度平流垂直微差接近0(图 7a)，因此石家庄上空450 hPa附近1.8 Pa/s的强上升中心主要是由暖平流的拉普拉斯项造成的。3日20时(图 7b)，随着西风槽的东移，石家庄上空的相对涡度平流垂直微差值增大到6×10^-10 s^-2，所以温度平流的拉普拉斯和涡度平流的垂直温差项的共同作用造成了较强的上升运动，3日20时6 h降雪量为15 mm。

4.3.3 江淮气旋与北路冷锋结合产生暴雪的动力条件

4日02时(图 6e)位于河北东北部的北路冷锋锋区加强，同时随江淮气旋北上的暖锋锋区上的暖平流中心向北移动，承德上空的暖平流加强，暖平流中心值为0.4×10^-3 K/s，位于650 hPa附近，暖平流拉普拉斯项为-3.5×10^-14 K/(s·m²)；由于北路冷锋加强，承德上空850 hPa的负相对涡度平流中心值达到-15×10^-10 s^-2，导致相对涡度平流垂直微差为8×10^-10 s^-2，对于承德上空对流层中层1.5 Pa/s的上升运动中心，暖平流拉普拉斯项和相对涡度平流垂直微差项均起到重要作用，4日02和08时6 h降雪量分别为11和12 mm。

以上分析可知，华北锢囚锋暴雪中，北段温度平流拉普拉斯项起主要作用，南段涡度平流垂直微差项起主要作用；江淮气旋暴雪中温度平流拉普拉斯项和涡度平流垂直微差项均起到重要作用；江淮气旋两个动力强迫项绝对值明显大于华北锢囚锋，所以江淮气旋产生的降雪量大；北路冷锋由于在边界层造成强烈的负涡度平流，导致涡度平流垂直微差项较大，加强上升运动，体现了北路冷锋对江淮气旋的“冷垫”抬升作用。

5 华北锢囚锋和江淮气旋锢囚的空间结构对比分析

根据锋区中气温垂直梯度小和位温垂直梯度大的特征，给出华北锢囚锋和江淮气旋的锋区(图 6和8)，分析两个系统垂直结构特征，并根据温度平流比较两个系统强度。

5.1 华北锢囚锋特征

位于华北锢囚锋南段的榆林上空东、西两路冷空气比较弱，3日14时(图 6a)，暖脊清楚，但锋区弱、厚度薄，仅在近地面层有弱冷平流，两侧冷平流中心分别为-0.1×10^-3和-0.3×10^-3 K/s，东侧在800 hPa高度对应-4℃的冷中心，西侧则没有冷中心，锢囚点上空的暖平流较弱≤0.1×10^-3 K/s。

位于华北锢囚锋北段的张家口上空东西两路冷空气较南段强。3日20时(图 6c)，张家口上空的暖脊伸展到750 hPa，东西两侧冷平流中心分别为-0.3×10^-3和-0.5×10^-3 K/s，冷中心分别为-7℃(850—900 hPa)和-9.5℃(850 hPa)。锢囚点上空整层为一致的暖平流，暖平流中心≥0.2×10^-3 K/s，冷、暖平流较南段强。

5.2 江淮气旋锢囚特征

4日20时江淮气旋北上到黄海北部时发生锢囚，其特征如图 8所示，由于沿经线剖面，无法根据气旋冷暖锋的冷空气强度判断锢囚锋性质，根据锢囚锋边界层温度分布特征即边界层暖脊位于冷锋一侧(冷平流)，为冷式锢囚锋；江淮气旋与北路冷锋相向而行(图 8红色箭头所示)，北路冷锋楔入江淮气旋暖锋下面，起到“冷垫”抬升作用，加强暖湿气流上升运动，降雪强度增强，超过10 mm/(6 h)。江淮气旋锢囚点附近边界层暖脊为2℃，冷锋一侧冷中心为-4℃，冷平流中心为-0.9×0^-3 K/s，暖锋锋区暖平流中心为0.9×10^-3 K/s；北路冷锋边界层冷中心为-12℃，冷平流中心为-1.2×0^-3 K/s。

由于华北锢囚锋北段和南段及江淮气旋所处纬度不同，不能用冷中心来比较系统强度，因此根据系统中温度平流分布可以看出，江淮气旋锢囚锋明显强于华北锢囚锋，而华北锢囚锋北段又强于南段。

6 结论

通过对产生暴雪的华北锢囚锋和江淮气旋及北路冷锋的对比分析，得出以下结论：

(1) 此次华北暴雪影响系统复杂，有华北锢囚锋、江淮气旋和北路冷锋，各影响系统之间相互作用，江淮气旋北上阻挡回流冷空气南下，对华北锢囚锋起到减弱作用，加强的北路冷锋楔入随江淮气旋北上的暖湿气流之下，起到“冷垫”抬升作用。

(2) 此次华北暴雪影响范围大，持续时间长，华北锢囚锋主要影响华北西部，影响时间为24 h；江淮气旋影响华北中东部，影响时间为30 h。江淮气旋直接或间接影响时，造成的暴雪强度明显强于华北锢囚锋或冷锋单独影响的结果。华北锢囚锋降雪强度为5—8 mm/(6 h)；江淮气旋降雪强度为7—16 mm/(6 h)；北路冷锋与江淮气旋相互作用时，降雪强度为11—12 mm/(6 h)。

(3) 华北锢囚锋暴雪水汽通道在700 hPa上，来自西南地区，而江淮气旋暴雪在700和850 hPa上，来自西南地区和东海；华北锢囚锋暴雪的水汽含量中心和水汽辐合中心主要集中在近地面层锢囚锋附近，而江淮气旋暴雪主要集中在800—600 hPa江淮气旋北侧偏南气流里；华北锢囚锋暴雪水汽条件明显弱于江淮气旋，降雪过程前半段，华北锢囚锋平均降水效率为0.76，江淮气旋为0.58，后半段，两个系统均为1.5，冷锋阶段为0.56。

(4) 通过定量计算和定性分析涡度平流垂直变化项和温度平流拉普拉斯项，可知华北锢囚锋暴雪上升运动中心为0.5—0.6 Pa/s，南段主要是涡度平流垂直微差项起主要作用，北段主要是温度平流的拉普拉斯项起主要作用；江淮气旋暴雪上升运动中心为1.5—1.8 Pa/s，涡度平流垂直微差项和温度平流的拉普拉斯项均起到了重要作用。

(5) 从系统温度平流分布可以看出，江淮气旋锢囚锋明显强于华北锢囚锋，华北锢囚锋北段强于南段。此次过程中江淮气旋锢囚锋为冷式锢囚锋且有北路冷锋楔入气旋暖锋下面，加强上升运动。