台灣冷鋒天氣現象常發生於冬季和春季，在2007年3月4日至5日期間有一道冷鋒鋒面通過台灣，為台灣北部至桃竹苗等地帶來豐沛的降水量，其中桃園自動雨量站觀測雨量達豪雨標準，而台灣受鋒後冷氣團的影響北部地區降溫達10 °C，台灣附近海域風向逐漸轉為以北風分量為主。另外，從雷達回波圖上可觀測到一線狀對流回波，強度可達50 dBZ，強對流位在鋒面帶上，通過台灣北部時，因地形效應造成鋒面斷裂為東西兩部分。
為了解這波冷鋒線狀對流帶來大量降水的原因及受到台灣地形影響而造成鋒面分裂的情形，我們利用WRF模式進行數值模擬，結果發現：地面鋒面位於高空槽前，上升氣流有助於鋒面對流生成，加上鋒面移動快，加強鋒面底層輻合作用，加速鋒面帶上空氣塊抬升，激發對流生成，故形成一狹窄線狀對流。其強對流發生處大多位於鋒面帶上、鋒前及近東岸沿海處；由於在中層之逆溫層影響，鋒面對流發展高度受限，為淺層對流帶；另外，當對流胞簇移入陸地上，並與鋒面對流帶合併，加速氣流輻合抬升，激發鋒面對流帶的降水，因而造成桃園、新竹一帶的豪雨；在鋒面南下過程中，其Fr~0.26，低層大氣受北台灣地形阻擋，北來氣流易產生分流，而南來的氣流則有繞山和越山的情形，加上夜間輻射冷卻作用，且環境風場輻合弱，亦使得低層鋒生作用減弱，鋒面底層缺乏水氣供給，所以，在鋒面斷裂為東西兩段之後，西段鋒面對流激發降水後，鋒面對流便逐漸消散。
鋒面帶上之空氣輻合和風切變形等因素，增強低層輻合項和變形項的貢獻，以維持鋒生作用。底層輻合作用增強，迫使空氣塊抬升，加速鋒面帶上的上升速度，加上舉升凝結高度並不高(~0.4 km)，水氣開始凝結並釋放潛熱增溫，因非絕熱項貢獻，使鋒面帶上垂直分布為鋒後鋒生，鋒前鋒消。而受到空氣塊抬升速度的影響，傾側項的貢獻，在鋒面帶的最大上升速度處及其南側，造成鋒消，其前緣又受下沉氣流影響，而形成鋒生，其垂直分布情形與非絕熱項大致相反。
隨後，當冷鋒通過台灣地區時，因地形效應的影響，冷空氣堆積，因而在台灣北部形成高壓脊，增加氣壓梯度。而鋒後北風受科氏力效應影響偏轉，冷空氣堆積，在近東岸處形成高壓脊並往南伸，增強台灣地區東側沿岸之非地轉北風，使鋒面加速南下。但是，春季冷鋒之冷空氣堆積的效應不如冬季冷鋒明顯，故當鋒面往南移時，其影響會逐漸遞減。台灣西側則因西北部氣壓梯度增加之影響，使得低層風速也增強。

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