日本氣候

日本的氣候十分多樣化，在柯本氣候分類法中屬於溫帶大陸性濕潤氣候和亚热带季风气候。其四季分明、年溫差和日溫差皆大，在大陸性氣候地區尤甚。降水量也受降水量、梅雨、等影響而頗豐。

日本國土跨越的緯度大，因此南北氣溫差異顯著；其連綿不斷的山峰橫穿日本列島，也導致太平洋沿岸和日本海沿岸的氣候差異大：太平洋沿岸地區受東南季風影響而夏天多雨、日本海沿岸則受源自日本海的西北季風影響，在冬季多有降雪及降雨。瀨戶內海沿岸和中央高地的降雨量則終年低落。

日本也受全球暖化和都市化造成的熱島效應所困，其平均氣溫自1990年代起上升了約攝氏1.23度。有意見指出氣溫上升和熱島效應有關。

 氣候區分 
 國際區分標準 
日本絕大多數地區屬柯本氣候分類法下的溫帶大陸性濕潤氣候和亚热带季风气候。但是在北海道南部、青森縣、岩手县沿岸等地有温带海洋性气候的特徵。部分群馬縣則有副热带湿润气候。苔原气候則散見在富士山和大雪山的山頂附近，為日本為數不多的寒冷地區。這種因海拔而非緯度造就的氣候，出於其地理位置特殊、基線溫度低、降水也少的特徵，也因而被稱為高原山地气候。柯本氣候分類法並不收錄該分類。而在沖繩縣的石垣島與西表島部份地區則屬热带氣候，進一步來說為熱帶雨林氣候。北大東島則有近似热带季风气候的特徵。但由於觀測時間不足30年，因此並沒有正式認定為热带季风气候。東京的小笠原群島也是熱帶地區，部份南部地區如南鸟岛則屬熱帶乾濕季氣候。日本的大陸性氣候區由於毗鄰大陸東岸，因此冬季受大陸季風影響而氣候嚴寒。平均月氣溫連續數月低於冰點。

根據，北緯36度至37度之間的分界線（大略在長野縣和福島縣附近）屬中緯度氣團帶和亞熱帶氣團帶邊界。

 日本內部區分標準 

但即使把柯本氣候分類法套用於日本國內情況，也無法區分因季節造成的降水量變化。因此日本方面制定出一套考量降水量變化的氣候分類系統。此系統的方法類型多樣。1933年，福井英一郎根據日本年平均氣溫和月平均氣溫，將日本大致分為北日本（北海道大部分地區）、中部日本（渡島半島至九州）、南日本（奄美大島以南）；再根據月降水量及其年變化，進一步劃分為10個中氣候區。

1959年，針對日本的年變化設計出統計性的氣候分類。氣候要素主要考量氣溫、降水量、日照率、水分過剩量等數值。這個分類共分出為東日本型、日本海型、南海型、九州型、瀨戶內型及其他類型。其中「東日本型」再被細分為東部北海道型、三陸・常磐型、東海・關東型、中央高原型；「日本海型」細分為鄂霍次克型、東北・北海道型、北陸・山陰型；「其他」則細分為西南諸島型、父島型。

1962年，根據當地的氣團、冬季降水量、鋒面、低氣壓等為基礎，提出成因性的氣候分類。1967年，以降水量較豐沛期、梅雨、秋霖出現時間等地域差異，提出了另外一套氣候分類方法。2012年，小泉和也和加藤央之根據月平均氣溫、月降水量和月日照時數等方面，透過多變量分析，將日本劃分為14個區域；並指出整體而言，日本可分為日本海側、太平洋側及中間區域這三大類。2016年，草薙浩根據日均降雨量等數據，使用聚類分析，將日本大致分為多雨地區與少雨地區兩大類；並進一步根據降雨量，將多雨地區劃分為三個區域。在考量各區域的面積後，他建議將日本劃分為九大氣候區。

 影響氣候的要素 
 氣團與西風帶 
日本氣候受五大氣團所影響，分別為西伯利亚气团、、、與。西伯利亚气团在冬天會形成西伯利亞高壓，並將季風將吹到日本海沿岸，使當地降雪。小笠原氣團受小笠原高壓的影響，為日本帶來潮濕的夏季；小笠原氣團是由小笠原高壓形成，為日本帶來潮濕的夏季。小笠原氣團會與鄂霍次克海氣團相遇，形成梅雨鋒面，並受和北東氣流影響，而給關東地區帶來惡劣天氣。秋季，長江氣團透過移動高壓系統為日本帶來好天氣。赤道氣團以颱風為形式。逼近日本並流入日本附近的鋒面時，就會帶來暴雨。

此外，由於西風帶持續吹拂日本，天氣的移動方向通常由西向東。經常在日本附近形成的鋒面被認為是寒帯前線的一部分。

 遠方的要素 
當出現聖嬰現象時，西太平洋熱帶地區的海水溫度下降，積雲發生的機會減少，導致夏季太平洋高氣壓難以形成，從而導致日本溫度低、陽光少；在冬季，西部的高壓和東部的低壓減弱，往往會導致氣溫升高。相反地，如果出現反聖嬰現象，熱帶西太平洋的海面溫度會升高，積雨雲活動增強。這往往導致夏季太平洋高壓北移，造成高溫；冬季西部高壓和東部低壓增強，造成低溫。

當印度洋海面溫度升高時，赤道附近從印度洋向西太平洋形成低壓系統，菲律賓東部吹來的東北風會吹向該低壓系統，在菲律賓附近形成下沉氣流，從而減弱積雨雲的活動。同時，太平洋高壓系統難以向北延伸，這往往導致沖繩和奄美地區氣溫升高，而日本北部地區日照稀少且降雨量大。

 颱風 
在春季初期，颱風主要在赤道附近的海洋生成。當地的氣溫通常較高；到了夏天，生成地點則通常再北一點。約75%的颱風會七月至九月登陸日本，移動路線則回季節而異：雖然不少颱風會在七月至八月登陸南日本，但偶爾會有颱風在四月登陸沖繩以外、五月還有可能登陸小笠原群島。到了初夏到盛夏左右，往日本列島西南方延伸、颱風會東移至沖繩到臺灣一帶。颱風會在夏末減弱、微向東移，沿著太平洋高氣壓外圍移動。在九月以後（即夏末至初秋）生成的颱風，會從日本東南海域往西北移動，並經過日本附近的海域；在抵達中緯度地帶時，會受偏西風影響而轉向東行後繼續北移。由於小笠原高氣壓的邊緣，會在九月左右延伸到日本一帶，因此九月生成的強颱，通常會直接襲擊日本：昭和三大颱風皆於九月登陸日本。

據1991至2020年平均值顯示，每年平均發生25.1個颱風。其中有11.7個颱風接近日本任一氣象站的300公里範圍內。而登陸九州、四國、本州或北海道任一沿海的則有3.0個。當颱風接近日本時，東側的風自南向北，將暖濕氣流吹至梅雨鋒面或秋雨鋒面。當氣流抵達鋒面並上升時，其空氣也變得溫暖潮濕，進而增強雲層含水量、活化兩者鋒面，並為日本列島帶來暴雨。

 全年氣溫和降水 
日本氣象廳並不計算日本全國的實際平均氣溫，理由是無法準確估算、其數值對監測氣候變遷的意義不大。基於同樣理由，氣象廳不計算全國的實際年降水量。

美國Canty and Associates LLC在2018年的調查則發現日本全國都市的平均氣溫為、最高、最低則為。自1991年至2020年，日本各地平均溫度分別為：札幌9.2°C、仙台12.8°C，東京15.8°C，大阪17.1°C，福岡17.3°C，那霸23.3°C。

根據日本國土技術研究中心的觀察，1991年至2020年，全球年平均降水量為1,171mm；日本是1,668mm，為世界的1.4倍。而Canty and Associates LLC的數值則發現日本全國都市的平均降水量為。。降水量因地區而異，大約從1,000mm到3,000mm以上不等。

2024年，日本平均氣溫的基準值（1991年-2020年）的偏差為+1.48°C，為1898年開始統計以來記錄到的最高值。

 季節別特徵 
日本地處中緯度地帶，因此四季分明。雖說如此，也有人認為需要在四季以外加上梅雨和以分為六季。季節變化的主因為太陽高度引發的氣溫變化。但由於日本位處歐亞大陸東海岸，因此年溫差較大。到了冬季，日本與中國和韓國同樣低溫，且明顯低於同緯度的其他地區。

+四季的定義分類春夏秋冬傳統季節日曆月劃分舊曆新年起（公曆二月左右）舊曆四月起（公曆五月左右）舊曆七月起（公曆八月左右）舊曆十月起（公曆十一月左右）季節劃分立春起（2月3日左右）立夏起（5月5日左右）立秋起（8月7日左右）立冬起（11月7日左右）氣象學的季節3月～6月～9月～12月～天文學的季節春分（3月20日左右）夏至（6月21日左右）秋分（9月22日左右）冬至（12月22日左右）

本章節將使用氣象學的季節。

春
每年，會吹起一股強勁的南風，稱為春一番。通常被視為日本春天到來的象徵。由於春一番只限於立春到春分之間，因此不是所有地區都會有。有些地方甚至好幾年都沒有。比方說，截至2012年的十年中，中國地方就有五年沒有觀測到春一番。

當冬季籠罩日本上空的西伯利亞氣團北退後，長江附近形成的部分暖氣團就會脫離出去，形成由高速氣流帶來的，並逐漸接近日本。在高氣壓籠罩日本後，晴朗的早晨可能會因為輻射冷卻而氣溫驟降，稱作「」或「」。有時還會降下遲霜（），嚴重損害正值生長期的農作物。此時天氣通常晴朗穩定，但由於其西側伴隨低氣壓，晴天僅能持續2-3日，隨後往往轉為陰雨。接下來西邊還會有一股高氣壓，令此時大約3-5天就換一次天氣。在櫻花盛開時，隨著低氣壓接近，天空常因高層雲導致天空陰雲密布。在低氣壓鋒面過境帶來降雨後，氣溫便隨之攀升。此外，在油菜花盛開時，偶有連日天氣不穩定的「」現象，但不是每年都有。

五月時，經過日本海和北日本的低氣壓往往會發展成颱風，並帶來速度極快、席捲全日本的強風「」。同時由於五月仍殘留冬季氣息，冷空氣侵入高空，造成大氣不穩定，進而出現大範圍的雷雲、雷雨和冰雹。

來自中國的黃土地帶、塔克拉瑪干沙漠、戈壁沙漠等地的細微沙塵，會在冬季乾燥後，受春季低氣壓帶來的上升氣流與強風影響，抬升至5000至10000公尺的高空。這些黃砂隨偏西風帶飄散至日本後降落，導致當地能見度降低。情況雖多見於二至五月間，但也曾在七至九月，於西日本觀測到。每年約有一百萬噸左右的黃砂飄至日本，平均每平方公里降約1至5噸。。

梅雨
日本部份地區在由春轉夏時會出現梅雨。梅雨鋒面會在雨季中滯留、降水量增加、日照時間也隨之增長。

在五月中下旬左右，會暫時形成，並引入冷空氣、讓日本天氣如梅雨季般飄忽不定。這個現象被稱為「」。而溫暖潮濕的海洋性季風，碰上來自高緯度大陸地區的氣團後，就會形成梅雨鋒面。此時在日本附近小笠原氣團，也會與強度相當、且同時形成的鄂霍次克海氣團相互抗衡：當時流經西藏和喜馬拉雅山脈間的噴射氣流，在隨著季節推進北移時、撞上兩者後，會分出南北兩支氣流。兩支氣流會在鄂霍次克海附近再度匯合，產生，進而發展成名為「鄂霍次克海氣團」的高氣壓。沖繩的梅雨季通常在五月開始，但隨著雨季鋒面逐漸北移、並在六月上旬滯留在日本南岸時，本州等地亦隨之進入梅雨期。

梅雨情況如何取決於小笠原氣團和鄂霍次克海氣團的影響。在前期，梅雨受鄂霍次克海氣團影響較大，常出現細雨綿綿、低溫相隨的「陰性梅雨」（）。東日本與北日本較易出現陰性梅雨，並受東北氣流影響，形成低溫較低、但雨量偏少的「梅雨寒」。陰性梅雨有時候會持續到八月，並形成。到了後期，小笠原氣團的影響漸增、就容易形成降雨量大且相隨高溫的「陽性梅雨」（）。西日本尤其容易出現降雨豐沛的陽性梅雨。如果小笠原高氣壓比往年強、令梅雨鋒面更早北移的話，則會出現幾無落雨的「空梅雨」（）。反之，若小笠原高氣壓比往年弱，梅雨鋒面就可能長期滯留南部。

梅雨末期，濕潤氣流容易沿著小笠原高氣壓邊緣流動，使梅雨鋒面活躍並帶來豪雨。隨著噴射氣流進一步北移、鄂霍次克海高氣壓減弱同時，小笠原高氣壓也會增強並推升梅雨鋒面，這時梅雨季就結束了。日文稱這個時刻為「」但梅雨鋒面也可能在北移前就消失、或看似結束後再度回流。所以一般很難確定梅雨何時結束。因此，日本氣象廳不會直接宣佈梅雨季結束，而是待後續趨勢觀察後才正式宣告。如果當年有聖嬰現象的話，梅雨往往較晚結束。如果前期多為陽性梅雨，就代表小笠原高氣壓較強、意味著梅雨容易提早結束。

另外，由於過了立秋後就漸有秋意；象徵夏季來臨的梅雨季結束時間，也因此難以明確界定。梅雨就較晚結束的本州北端地區，更容易出現此類情況。梅雨季的開始時間也同樣不明確，但實際上只有在1963年的近畿地方與四國地方發生過這種情況。

一般認為北海道沒有梅雨季。總體而言，梅雨期間的降水量受小笠原高氣壓邊緣環流帶來的濕潤氣流影響，西日本往往比東日本豐沛。東京的梅雨通常細雨綿綿，但鹿兒島縣則常出現傾盆大雨。西日本地區偶爾還會發生土石流及洪水。

夏
梅雨結束後，日本就會步入炎熱的夏季。日本大部分地區的梅雨季會在大暑（約7月23日）前後結束。這段期間在日文稱為「梅雨結束十日」（）：此時太平洋高氣壓強勁、氣壓配置穩定；天氣通常晴朗、也不常出現。因此一般公認此時最適合休閒活動。這時小笠原高氣壓會強勢推升梅雨鋒面，活動週期持續約10天左右。

延至日本列島的小笠原高氣壓會攜帶溫暖潮濕的空氣。此時由於氣壓差小、等壓線間距大，因此風力較弱、天氣會非常悶熱。在風勢微弱、濕度高企的雙重作用下，體感溫度甚至直逼熱帶地區。高濕度也易誘發局部積雨雲，因此形成劇烈的午後雷陣雨夏季強烈日照則使地表附近的潮濕空氣升溫，在強勁的上升氣流作用下發展為雲層，進而形成直達高空的積雨雲。這種典型的夏季氣壓配置被稱為「」。

當高氣壓向東海或朝鮮半島上空擴張形成凸狀、或形成次級高氣壓（）時，區域將近乎無風；在高氣壓勢力強的情況下，天氣也將維持穩定很長一段時間。以西日本為中心的地區會。日文稱這種氣壓模式為「鯨尾狀」（），源自其等壓線的形狀。當風力微弱、日照強烈時，許多地區會出現白天出海風、夜晚現陸風的海陸風現象。日本一年當中最熱的日子大略在立秋（約8月7日）左右。但為日本帶來酷暑的氣壓配置，依照當年可能有所變化：若太平洋高氣壓較弱，鄂霍次克海高氣壓便會自北向南擴張、長期滯留；被稱為「」的冷冽東北風，也會吹向北海道與東北地方。此類年份的梅雨鋒面北移不順，將導致氣溫低、日照不足、並因此引發。在七至九月，颱風也可能會接近日本。

秋雨
就日本列島而言，秋季意味著覆蓋其上空的主體大氣，從太平洋高氣壓轉為西伯利亞高氣壓的時期。不過，夏季餘熱仍會延續到九月初，有時甚至會出現熱帶夜或真夏日。日文稱這段期間為「殘暑」（）。尤其九月期間，氣候經常在秋日涼意與30℃殘暑間反覆徘徊、飄忽不定。當小笠原高壓在八月下旬逐漸減弱並南退之際，寒冷的移動性高氣壓會從大陸移往日本北側並持續北移，隨後北方寒冷的秋季高氣壓、會碰上南方溫暖的夏季高氣壓，並形成秋雨鋒面，通常為静止锋。由這個鋒面帶來的長時間降雨被稱為秋雨，大約在九月左右出現。其為日本特有的現象，和其他東亞地區的梅雨有所區別。在東日本，秋雨時期的降水量多於梅雨期，且較易出現豪雨。

秋
初秋時，移動性高氣壓與低氣壓交替出現，因此晴朗的秋晴通常只持續2至3天；到了十月，秋意漸濃、太平洋高氣壓進一步後退，源自中國大陸的大型移動性高氣壓會開始籠罩日本、放晴朗的日子開始變多。隨著秋意漸濃，放秋晴的日子也會逐漸增加。由於在大陸接連生成的移動性高氣壓，會形成兩條以上東西向的帶狀高壓帶、其中沒有明顯的低壓槽，秋晴因而會持續一週以上。移動性高氣壓會帶來乾燥的低溫空氣，而先前經過的低氣壓則會清除大氣塵埃，從而形成澄澈爽朗的秋晴。

到了晚秋，部分寒冷的西伯利亞高氣壓，會分裂成移動性高氣壓後自北南下，帶來晴朗卻寒冷的天氣。隨著秋意漸濃、冬日將至，寒冷的移動性高氣壓也會漸漸增強。伴隨在「秋一番」（關東與關西地區約為11月7日的立冬前後）吹拂的凜冽寒風，在日文被稱為「」。其宣布的基準與春一番相似，也同為日本將由春入冬的象徵。但若於一定期間內尚達標準，則不予發布。在關東地區，這是10月中旬至11月末；在近畿地區，則是10月23日的霜降至12月21日的冬至期間。東京自1951年至2018年間，共計五次未發布「」。當低氣壓經過日本、並在東部海域增強時，部分西伯利亞的高氣壓會脫離成移動性高氣壓，並往並向日本移動。兩者碰撞時會暫時形成西高東低的冬型氣壓配置。寒風此時雖稱凜冽，但通常移動性高氣壓亦隨之而至，令天氣再度放晴。這種模式自晚秋起將反覆重現。在低氣壓過境後，冷鋒也隨之將至。此時氣溫下降，氣溫將落至真冬時節的水準。此時，會出現一個與「」之風密切相關的寒冷陣雨。日文稱其為「」。當寒流自日本海側吹來時，下方暖流會與該寒流交互作用，形成積雲。這團積雲會漸往太平洋測移動，期間日本海沿岸、京都盆地、福島縣、岐阜縣、長野縣等地山區，也會因此降雨。。此類高低氣壓間的相互作用、及與氣溫下降之間的關係，與低壓槽密切相關。當該槽的東側會形成低氣壓、西側則會形成移動性高氣壓。槽上方的寒流，會因此隨著低氣壓南下。

接著在寒風吹拂的11月至12月上旬、亦即自晚秋邁入初冬之際，東北地區以南的向陽處，偶爾會出現暖意如春的天氣，日文此現象稱為「」，也就是中文稱的秋老虎。即使在西高東低的氣壓配置下，若出現等壓線間距拉大的「」時，風力減弱、體感溫度升高，季風也可能阻擋力道減弱的寒流南下。此時日間更易受日照而升溫，人們也會感受到「小春日和」般的暖意。另外，襲來日本的移動性高氣壓，不只有來自分離自西伯利亞、並南下日本的高氣壓：部份高氣壓也可能在長江一帶生成、並由西向東而來。兩者伴隨的氣溫各不相同，但如果是溫暖的長江高氣壓襲來日本，那小春日和的感受會更明顯；與此相對，如果高氣壓是自西伯利亞而來，那麼夜間易因輻射冷卻，導致氣溫驟降同時，也容易出現霜凍和；但白天氣溫仍可能回升，形成「小春日和」的樣態。

冬
為持續出現大同小異的天氣，是日本冬季的主要特徵：此時全國氣溫普遍偏低，但即使是隆冬，天氣也可能如「小春日和」般宜人。日本冬季的典型氣壓配置為「西高東低型」：即西側有寒冷的西伯利亞高氣壓、東側則為低氣壓盤踞。等壓線此時會緊密分布日本全國，方向呈南北向。當西伯利亞的冬季氣溫骤降至-50℃時，當地會出現寒冷沉重的西伯利亞氣團，以致西伯利亞高氣壓。由於西伯利亞南部的青藏高原會阻擋氣團南下，強勁的季風將因此吹向日本。

當季風穿過日本海，碰上溫暖的對馬海流時，寒冷乾燥的季風會汲取水蒸氣。暖流也會自下方增溫，令大氣不穩定，從而形成積雲。這團積雲及積雨雲在穿越日本海後力道漸增，並在上升氣流與下降氣流交替作用下，於氣象衛星圖呈現條狀分布，隨後變成雪雲。降雪地區的降雪高峰會落在2月18日前後的陣雨期間。在強烈低氣壓形成時，北日本會出現暴風雪或大雪。強風也可能席捲全國。在高山和山區等雪雲交會處降雪尤甚。貫穿本州島中部的會阻擋日本海沿岸的雪雲，因此除少數例外，這些雪雲到不了太平洋沿岸。而在日本海側降雪的季風，在穿越山脈後會變得很乾燥；寒冷的西北風會越過山脈時，也會受焚風影響而暖化。因此太平洋側的天氣偏向溫暖、乾燥、而晴朗。這不只與日本海側呈現鮮明對比，也令人無法相信時值冬季。

若要判斷判斷日本是否碰上寒流，通常會觀察在500百帕高空天氣圖中，約5000公尺高空的氣溫如何。若低至-35℃或-40℃，日本海側可能會有平原降雪。當攜帶寒流的氣壓槽緩慢東移覆蓋日本時，高空寒流便會襲來引發寒潮。若氣壓槽中攜帶高空寒流的部分區域分離成孤立狀態，則稱為冷渦，此類系統易滯留並引發強勁寒潮。另一方面，太平洋側降雪，多為在東海形成的低氣壓持續增強，沿日本南岸掠過後向東移動。此類低氣壓稱為南岸低氣壓，其降雪成因為：溫帶低氣壓南側吹起偏南風引入暖空氣，而北側則主要受偏北風影響引入冷空氣。當南岸低氣壓從八丈島南方通過時可能降雪，但若過於偏南則會脫離降水區；若從八丈島北方通過，因暖空氣導入導致氣溫上升轉為降雨。若近地面氣溫高於3℃，雪花在下落過程中便會融化；若相對濕度過高，空氣中升華熱減少，即使氣溫低於3℃仍可能形成降雨。反之亦然。由於南岸低氣壓的路徑與氣溫皆處於微妙分界點，導致降雨與降雪難以預測。若條件齊備，即便進入四月仍可能因南岸低氣壓帶來春季降雪，氣象預報亦時常失準。

初冬時期將如晚秋般，於日本海側降下時雨。十二月至一月間，日本海側降雪量大、太平洋側則多為晴天；但進入二月，日本南岸將接連出現低氣壓與鋒面、太平洋側與西南諸島的降水量則略有增加。即使在一月，季風也會橫越東海而來，九州西部與西南諸島的降水量也隨之上升。隨著大陸的寒冷季風於一月增強，日本大部分地區將迎來全年最寒冷月份。在日文被稱為「」。每年最低溫多於1月20日的大寒前後出現。

 地域別特徵 
以下將以關口武的分類標準講解。
+關口武的日本氣候簡要區分大分類子分類簡要說明東日本型東部北海道型冬季嚴寒。降雨量少，且大都集中在九月左右。三陸・常磐型與同緯度的日本海側相比，氣溫較低、降雪量也少。東海・關東型全冬天氣晴朗。六月、九月、十月的降雨量大。中央高原型年溫差較大，冬季嚴寒，但降雪量少。日本海型鄂霍次克型冬季平均氣溫為0°C以下，年降水量低。東北・北海道型一月二月平均氣溫0°C以下，九月和冬季降水量高。北陸・山陰型全年平均氣溫0°C以上，冬季降雪量大。南海型全年降雨量大，並集中在六月和九月。九州型由於正值雨季，六月和七月的降雨量大。瀨戶內型氣候溫暖，全年降雨量少。其他西南諸島型氣候溫暖，年溫差小。降水量大。父島型氣候溫暖，年溫差小。五月和十一月降水量大。

東日本型
日本海型
南海型
九州型
在九州，梅雨季降水量通常高於秋雨季。南四國與太平洋側的近畿地方也有類似情形。如福岡市這種面向日本海與對馬海峽的地區，則會有太平洋側的氣候特色同時（如冬季降水少），也存有日本海側的特色（如多雲）。

瀨戶內型
其他

 日本氣候史 
末次冰期前
末次冰期
全新世气候最适宜期
全新世气候最适宜期至中世紀溫暖時期
中世紀溫暖時期
小冰期
小冰期後

 參考文獻 
 註釋 

 腳註 

 書籍 


















 外部連結 

 日本氣象廳的日本の気候 


Category:日本地理