日本气候

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日本的气候十分多样化，在柯本气候分类法中属于温带大陆性湿润气候和亚热带季风气候。其四季分明、年日温差皆大，在大陆性气候地区尤甚。日本降水量大，并受梅雨、秋霖等影响。

日本国土跨越纬度大，因此南北气温差异显著；其山峰连绵不断、横穿日本列岛，也令太平洋沿岸和日本海沿岸间的气候差异大：太平洋沿岸夏季受东南季风影响而多雨、日本海沿岸冬季则受源自日本海的西北季风影响，多有降雪及降雨。濑户内海沿岸和中央高地的降雨量则终年低落。

日本也受全球暖化和都市化造成的热岛效应所困，其平均气温自1990年代起升约摄氏1.23度。有意见指出气温上升和热岛效应有关。

## 气候区分

### 国际区分标准

日本绝大多数地区属柯本气候分类法下的温带大陆性湿润气候和亚热带季风气候。但在北海道南部、青森县、岩手县沿岸等地有温带海洋性气候、部分群马县则散见副热带湿润气候。另外，富士山和大雪山的山顶附近有苔原气候的特征，为日本少数寒带地区。这种地理位置特殊、基线温度低且降水少的气候，由于是海拔（而非纬度）造就，也因而被称为高原山地气候。柯本气候分类法不收录该分类。

在冲绳县的石垣岛与西表岛部分地区则属热带气候，进一步来说为热带雨林气候。北大东岛则有近似热带季风气候的特征。但由于观测时间不足30年，因此并没有正式认定为热带季风气候。东京的小笠原群岛也是热带地区，部分南部地区如南鸟岛则属热带干湿季气候。日本的大陆性气候区由于毗邻大陆东岸，因此冬季受大陆季风影响而气候严寒。平均月气温连续数月低于冰点。

根据阿利索夫气候分类法，北纬36度至37度之间的分界线（大略在长野县和福岛县附近）属中纬度气团带和亚热带气团带边界。

### 日本内部标准

由于柯本气候分类法，在日本无法区分季节造成的降水量变化，因此日本方面有制定一套考量降水量变化的气候分类系统。此系统分类方法多样。1933年，福井英一郎根据日本年与月的平均气温，将日本大致分为北日本（北海道大部分地区）、中部日本（渡岛半岛至九州）、南日本（奄美大岛以南）；再根据月降水量及其年变化，进一步划分为10个中气候区。

关口武在1959年针对日本气候要素年变化，设计出统计性的气候分类。其气候要素主要考量气温、降水量、日照率、水分过剩量等数值。这个系统将日本分出六大类，分别是东日本型、日本海型、南海型、九州型、濑户内型、其他。其中“东日本型”再被细分为东部北海道型、三陆・常磐型、东海・关东型、中央高原型；“日本海型”细分为鄂霍次克型、东北・北海道型、北陆・山阴型；“其他”则细分为西南诸岛型、父岛型。

1962年，铃木秀夫根据当地的气团、冬季降水量、锋面、低气压等为基础，提出成因性的气候分类。1967年，前岛郁雄以降水量较丰沛期、梅雨、秋霖出现时间等地域差异，提出另外一套气候分类方法。2012年，小泉和也和加藤央之根据月平均气温、月降水量和月日照时数等方面，透过多变量分析，将日本划分为14个区域；大体上则分为日本海侧、太平洋侧、中间区域。2016年，草薙浩根据日均降雨量等数据，使用聚类分析，将日本大致分为多雨地区与少雨地区两大类；并进一步根据降雨量，将多雨地区划分为三个区域。他在考量各区域的面积后，建议将日本划分为九大气候区。

## 影响要素

### 气团与西风带

日本气候受五大气团所影响，分别为：西伯利亚气团、小笠原气团、鄂霍次克海气团、长江气团、赤道气团。西伯利亚气团在冬天会形成西伯利亚高压、将季风将吹到日本海沿岸，使当地降雪。小笠原气团是由小笠原高压形成，会给日本带来潮湿的夏季；也会与鄂霍次克海气团相遇，形成梅雨锋面；并受山背和北东气流影响，在关东地区引发恶劣天气。秋季，长江气团会透过移动型高气压，为日本带来好天气。赤道气团以台风为形式逼近日本，并流进日本附近的锋面时，就会带来暴雨。

此外，由于西风带持续吹拂日本，天气通常由西向东移动。经常在日本附近形成的锋面，被视为寒带锋面的一部分。

### 远方要素

厄尔尼诺现象出现时，西太平洋热带区的海水温度下降、积云发生机会减少，导致夏季太平洋高气压难以形成，使日本温度低、阳光少；在冬季，西部高压和东部低压双双减弱，往往会导致气温升高。相反，若出现反厄尔尼诺现象，热带西太平洋的海面温度升高、积雨云活动增强，往往导致夏季太平洋高压北移以致高温；冬季则会增强西部高压和东部低压以致低温。

印度洋海面温度升高时，低气压会从印度洋发展至西太平洋赤道附近；来自菲律宾东部的东北风，则会吹往该低气压区，并菲律宾附近形成下沉气流，并削弱积雨云活动。另外，由于太平洋高压难以向北延伸，冲绳和奄美地区气温也因此会升高，北日本则日照稀少且降雨量大。

### 台风

在春季初期，台风主要在赤道附近的海洋形成。当地气温通常较高。到了夏天则通常再北一点。约75%的台风，会在七月至九月登陆日本，移动路线则因季节而异：虽然不少台风会在七月至八月登陆南日本，但偶尔会有台风在四月登陆冲绳外、也有可能在五月登陆小笠原群岛。在初夏到盛夏左右，太平洋高气压往日本列岛西南方延伸、台风转向 (气象)会东移至冲绳到台湾一带。台风会在夏末减弱、微向东移，沿着太平洋高气压外围移动。在九月以后（即夏末至初秋）生成的台风，会从日本东南海域往西北移动，并经过日本附近海域；在抵达中纬度地带时，则受偏西风影响，在转东行后继续北移。由于小笠原高气压的边缘，会在九月左右延伸到日本一带，因此九月生成的强台，通常会直接袭击日本：昭和三大台风都是在九月登陆日本。

据1991至2020年平均值显示，每年平均出现25.1个台风。其中有11.7个台风接近日本任一气象站的300公里范围内。而登陆九州、四国、本州或北海道任一沿海的则有3.0个。当台风接近日本时，东侧的风自南向北，将暖湿气流吹至梅雨锋面或秋雨锋面。当气流抵达锋面并上升时，其空气也变得温暖潮湿，进而增强云层含水量、活化两者锋面，并为日本列岛带来暴雨。

## 气温和降水

日本气象厅并不计算日本全国的实际平均气温，理由是数值无法准确估算、对监测气候变迁的意义不大。气象厅基于同样理由，也不计算全国实际年降水量。

美国Canty and Associates LLC在2018年的调查，则发现日本全国都市的平均气温为57.1F、最高是63.9F、最低为50.3F。自1991年至2020年，日本各地平均温度分别为：札幌9.2°C、仙台12.8°C，东京15.8°C，大阪17.1°C，福冈17.3°C，那霸23.3°C。

根据日本国土技术研究中心的观察，1991年至2020年，全球年平均降水量为1,171mm；日本是1,668mm，为世界的1.4倍。而Canty and Associates LLC的数值则发现日本全国都市的平均降水量为67.6in。降水量因地区而异，大约从1,000mm到3,000mm以上不等。

2024年，日本平均气温的基准值（1991年-2020年）的偏差为+1.48°C。是1898年以来的最高纪录。

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- 1971年至2000年日本的年均气温

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- 1971年至2000年日本年均降水量

## 季节特征

日本地处中纬度，因此四季分明。但也有人认为需要在四季以外，加上梅雨和秋霖以分为六季。季节变化的主因，是太阳高度引发的气温变化。但由于日本位处欧亚大陆东海岸，因此年温差较大。到了冬季，日本与中国和韩国同样低温外，还明显低于同纬度的其他地区。

分类｜春｜夏｜秋｜冬

传统季节｜日历月划分｜旧历新年起（公历二月左右）｜旧历四月起（公历五月左右）｜旧历七月起（公历八月左右）｜旧历十月起（公历十一月左右）

季节划分｜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）

气象学的季节｜3月～｜6月～｜9月～｜12月～

天文学的季节｜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）

本章节将使用气象学的季节。

### 春

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每年，日本海低气压会吹起一股强劲的南风，称为春一番。通常被视为日本春天到来的象征。由于春一番只限于立春到春分之间，因此不是所有地区都会有。有些地方甚至好几年都没有。比方说，截至2012年的十年中，中国地方就有五年没有观测到春一番。

当冬季笼罩日本上空的西伯利亚气团北退后，长江附近形成的部分暖气团就会脱离出去，形成由高速气流带来的移动性高气压，并逐渐接近日本。在高气压笼罩日本后，晴朗的早晨可能会因为辐射冷却而气温骤降，称作“寒之戻”或“花冷え”。有时还会降下迟霜（遅霜），严重损害正值生长期的农作物。此时天气通常晴朗稳定，但由于其西侧伴随低气压，晴天仅能持续2-3日，随后往往转为阴雨。接下来西边还会有一股高气压，令此时大约3-5天就换一次天气。在樱花盛开时，随着低气压接近，天空常因高层云导致天空阴云密布。在低气压锋面过境带来降雨后，气温便随之攀升。此外，在油菜花盛开时，偶有连日天气不稳定的“菜种梅雨”现象，但不是每年都有。

五月时，经过日本海和北日本的低气压往往会发展成台风，并带来速度极快、席卷全日本的强风“五月风暴 (日本)”。同时由于五月仍残留冬季气息，冷空气侵入高空，造成大气不稳定，进而出现大范围的雷云、雷雨和冰雹。

来自中国的黄土地带、塔克拉玛干沙漠、戈壁沙漠等地的细微沙尘，会在冬季干燥后，受春季低气压带来的上升气流与强风影响，抬升至5000至10000米的高空。这些黄砂随偏西风带飘散至日本后降落，导致当地能见度降低。情况虽多见于二至五月间，但也曾在七至九月，于西日本观测到。每年约有一百万吨左右的黄砂飘至日本，平均每平方公里降约1至5吨。

### 梅雨

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日本部分地区在由春转夏时会出现梅雨。梅雨锋面会在雨季中滞留、降水量增加、日照时间也随之增长。

在五月中下旬左右，鄂霍次克海高气压会暂时形成北高型气压配置，并引入冷空气、让日本天气如梅雨季般飘忽不定。这个现象被称为“梅雨のはしり”。而温暖潮湿的海洋性季风，碰上来自高纬度大陆地区的气团后，就会形成梅雨锋面。此时在日本附近小笠原气团，也会与强度相当、且同时形成的鄂霍次克海气团相互抗衡：当时流经西藏和喜马拉雅山脉间的喷射气流，在随着季节推进北移时、撞上两者后，会分出南北两支气流。两支气流会在鄂霍次克海附近再度汇合，产生下沉气流，进而发展成名为“鄂霍次克海气团”的高气压。冲绳的梅雨季通常在五月开始，但随着雨季锋面逐渐北移、并在六月上旬滞留在日本南岸时，本州等地亦随之进入梅雨期。

梅雨情况如何取决于小笠原气团和鄂霍次克海气团的影响。在前期，梅雨受鄂霍次克海气团影响较大，常出现细雨绵绵、低温相随的“阴性梅雨”（阴性の梅雨）。东日本与北日本较易出现阴性梅雨，并受东北气流影响，形成低温较低、但雨量偏少的“梅雨寒”。阴性梅雨有时候会持续到八月，并形成冷夏。到了后期，小笠原气团的影响渐增、就容易形成降雨量大且相随高温的“阳性梅雨”（阳性の梅雨）。西日本尤其容易出现降雨丰沛的阳性梅雨。如果小笠原高气压比往年强、令梅雨锋面更早北移的话，则会出现几无落雨的“空梅雨”（空梅雨）。反之，若小笠原高气压比往年弱，梅雨锋面就可能长期滞留南部。

梅雨末期，湿润气流容易沿着小笠原高气压边缘流动，使梅雨锋面活跃并带来豪雨。随着喷射气流进一步北移、鄂霍次克海高气压减弱同时，小笠原高气压也会增强并推升梅雨锋面，这时梅雨季就结束了。日文称这个时刻为“梅雨明け”但梅雨锋面也可能在北移前就消失、或看似结束后再度回流。所以一般很难确定梅雨何时结束。因此，日本气象厅不会直接宣布梅雨季结束，而是待后续趋势观察后才正式宣告。如果当年有厄尔尼诺现象的话，梅雨往往较晚结束。如果前期多为阳性梅雨，就代表小笠原高气压较强、意味着梅雨容易提早结束。

另外，由于过了立秋后就渐有秋意；象征夏季来临的梅雨季结束时间，也因此难以明确界定。梅雨就较晚结束的本州北端地区，更容易出现此类情况。梅雨季的开始时间也同样不明确，但实际上只有在1963年的近畿地方与四国地方发生过这种情况。

一般认为北海道没有梅雨季。总体而言，梅雨期间的降水量受小笠原高气压边缘环流带来的湿润气流影响，西日本往往比东日本丰沛。东京的梅雨通常细雨绵绵，但鹿儿岛县则常出现倾盆大雨。西日本地区偶尔还会发生土石流及洪水。

### 夏

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梅雨结束后，日本就会步入炎热的夏季。日本大部分地区的梅雨季会在大暑（约7月23日）前后结束。这段期间在日文称为“梅雨结束十日”（梅雨明け十日）：此时太平洋高气压强劲、气压配置稳定；天气通常晴朗、午后雷阵雨也不常出现。因此一般公认此时最适合休闲活动。这时小笠原高气压会强势推升梅雨锋面，活动周期持续约10天左右。

延至日本列岛的小笠原高气压会携带温暖潮湿的空气。此时由于气压差小、等压线间距大，因此风力较弱、天气会非常闷热。在风势微弱、湿度高企的双重作用下，体感温度甚至直逼热带地区。高湿度也易诱发局部积雨云，因此形成剧烈的午后雷阵雨夏季强烈日照则使地表附近的潮湿空气升温，在强劲的上升气流作用下发展为云层，进而形成直达高空的积雨云。这种典型的夏季气压配置被称为“南高北低”。

当高气压向东海或朝鲜半岛上空扩张形成凸状、或形成次级高气压（副次的な高気圧）时，区域将近乎无风；在高气压势力强的情况下，天气也将维持稳定很长一段时间。以西日本为中心的地区会猛暑。日文称这种气压模式为“鲸尾状”（鲸の尾型），源自其等压线的形状。当风力微弱、日照强烈时，许多地区会出现白天出海风、夜晚现陆风的海陆风现象。日本一年当中最热的日子大略在立秋（约8月7日）左右。但为日本带来酷暑的气压配置，依照当年可能有所变化：若太平洋高气压较弱，鄂霍次克海高气压便会自北向南扩张、长期滞留；被称为“山背”的冷冽东北风，也会吹向北海道与东北地方。此类年份的梅雨锋面北移不顺，将导致气温低、日照不足、并因此引发冷害。在七至九月，台风也可能会接近日本。

### 秋雨

就日本列岛而言，秋季意味着覆盖其上空的主体大气，从太平洋高气压转为西伯利亚高气压的时期。不过，夏季余热仍会延续到九月初，有时甚至会出现热带夜或真夏日。日文称这段期间为“残暑”（残暑）。尤其九月期间，气候经常在秋日凉意与30℃残暑间反复徘徊、飘忽不定。当小笠原高压在八月下旬逐渐减弱并南退之际，寒冷的移动性高气压会从大陆移往日本北侧并持续北移，随后北方寒冷的秋季高气压、会碰上南方温暖的夏季高气压，并形成秋雨锋面，通常为静止锋。由这个锋面带来的长时间降雨被称为秋雨，大约在九月左右出现。其为日本特有的现象，和其他东亚地区的梅雨有所区别。在东日本，秋雨时期的降水量多于梅雨期，且较易出现豪雨。

### 秋

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初秋时，移动性高气压与低气压交替出现，因此晴朗的秋晴通常只持续2至3天；到了十月，秋意渐浓、太平洋高气压进一步后退，源自中国大陆的大型移动性高气压会开始笼罩日本、放晴朗的日子开始变多。随着秋意渐浓，放秋晴的日子也会逐渐增加。由于在大陆接连生成的移动性高气压，会形成两条以上东西向的带状高压带、其中没有明显的低压槽，秋晴因而会持续一周以上。移动性高气压会带来干燥的低温空气，而先前经过的低气压则会清除大气尘埃，从而形成澄澈爽朗的秋晴。

到了晚秋，部分寒冷的西伯利亚高气压，会分裂成移动性高气压后自北南下，带来晴朗却寒冷的天气。随着秋意渐浓、冬日将至，寒冷的移动性高气压也会渐渐增强。伴随在“秋一番”（关东与关西地区约为11月7日的立冬前后）吹拂的凛冽寒风，在日文被称为“木枯らし1号”。其宣布的基准与春一番相似，也同为日本将由春入冬的象征。但若于一定期间内尚达标准，则不予发布。在关东地区，这是10月中旬至11月末；在近畿地区，则是10月23日的霜降至12月21日的冬至期间。东京自1951年至2018年间，共计五次未发布“木枯らし1号”。当低气压经过日本、并在东部海域增强时，部分西伯利亚的高气压会脱离成移动性高气压，并往并向日本移动。两者碰撞时会暂时形成西高东低的冬型气压配置。寒风此时虽称凛冽，但通常移动性高气压亦随之而至，令天气再度放晴。这种模式自晚秋起将反复重现。在低气压过境后，冷锋也随之将至。此时气温下降，气温将落至真冬时节的水准。此时，会出现一个与“木枯らし”之风密切相关的寒冷阵雨。日文称其为“时雨”。当寒流自日本海侧吹来时，下方暖流会与该寒流交互作用，形成积云。这团积云会渐往太平洋测移动，期间日本海沿岸、京都盆地、福岛县、岐阜县、长野县等地山区，也会因此降雨。此类高低气压间的相互作用、及与气温下降之间的关系，与低压槽密切相关。当该槽的东侧会形成低气压、西侧则会形成移动性高气压。槽上方的寒流，会因此随着低气压南下。

接着在寒风吹拂的11月至12月上旬、亦即自晚秋迈入初冬之际，东北地区以南的向阳处，偶尔会出现暖意如春的天气，日文此现象称为“小春日和”，也就是中文称的秋老虎。即使在西高东低的气压配置下，若出现等压线间距拉大的“冬型のゆるみ”时，风力减弱、体感温度升高，季风也可能阻挡力道减弱的寒流南下。此时日间更易受日照而升温，人们也会感受到“小春日和”般的暖意。另外，袭来日本的移动性高气压，不只有来自分离自西伯利亚、并南下日本的高气压：部分高气压也可能在长江一带生成、并由西向东而来。两者伴随的气温各不相同，但如果是温暖的长江高气压袭来日本，那小春日和的感受会更明显；与此相对，如果高气压是自西伯利亚而来，那么夜间易因辐射冷却，导致气温骤降同时，也容易出现霜冻和结冰；但白天气温仍可能回升，形成“小春日和”的样态。

### 冬

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为持续出现大同小异的天气，是日本冬季的主要特征：此时全国气温普遍偏低，但即使是隆冬，天气也可能如“小春日和”般宜人。日本冬季的典型气压配置为“西高东低型”：即西侧有寒冷的西伯利亚高气压、东侧则为低气压盘踞。等压线此时会紧密分布日本全国，方向呈南北向。当西伯利亚的冬季气温骤降至-50℃时，当地会出现寒冷沉重的西伯利亚气团，以致西伯利亚高气压。由于西伯利亚南部的青藏高原会阻挡气团南下，强劲的季风将因此吹向日本。

当季风穿过日本海，碰上温暖的对马海流时，寒冷干燥的季风会汲取水蒸气。暖流也会自下方增温，令大气不稳定，从而形成积云。这团积云及积雨云在穿越日本海后力道渐增，并在上升气流与下降气流交替作用下，于气象卫星图呈现条状分布，随后变成雪云。降雪地区的降雪高峰会落在2月18日前后的阵雨期间。在强烈低气压形成时，北日本会出现暴风雪或大雪。强风也可能席卷全国。在高山和山区等雪云交会处降雪尤甚。贯穿本州岛中部的脊梁山脉会阻挡日本海沿岸的雪云，因此除少数例外，这些雪云到不了太平洋沿岸。而在日本海侧降雪的季风，在穿越山脉后会变得很干燥；寒冷的西北风会越过山脉时，也会受焚风影响而暖化。因此太平洋侧的天气偏向温暖、干燥、而晴朗。这不只与日本海侧呈现鲜明对比，也令人无法相信时值冬季。

若要判断判断日本是否碰上寒流，通常会观察在500百帕高空天气图中，约5000米高空的气温如何。若低至-35℃或-40℃，日本海侧可能会有平原降雪。当携带寒流的气压槽缓慢东移覆盖日本时，高空寒流便会袭来引发寒潮。若气压槽中携带高空寒流的部分区域分离成孤立状态，则称为冷涡，此类系统易滞留并引发强劲寒潮。另一方面，太平洋侧降雪，多为在东海形成的低气压持续增强，沿日本南岸掠过后向东移动。此类低气压称为南岸低气压，其降雪成因为：温带低气压南侧吹起偏南风引入暖空气，而北侧则主要受偏北风影响引入冷空气。当南岸低气压从八丈岛南方通过时可能降雪，但若过于偏南则会脱离降水区；若从八丈岛北方通过，因暖空气导入导致气温上升转为降雨。若近地面气温高于3℃，雪花在下落过程中便会融化；若相对湿度过高，空气中升华热减少，即使气温低于3℃仍可能形成降雨。反之亦然。由于南岸低气压的路径与气温皆处于微妙分界点，导致降雨与降雪难以预测。若条件齐备，即便进入四月仍可能因南岸低气压带来春季降雪，气象预报亦时常失准。

初冬时期将如晚秋般，于日本海侧降下时雨。十二月至一月间，日本海侧降雪量大、太平洋侧则多为晴天；但进入二月，日本南岸将接连出现低气压与锋面、太平洋侧与西南诸岛的降水量则略有增加。即使在一月，季风也会横越东海而来，九州西部与西南诸岛的降水量也随之上升。随着大陆的寒冷季风于一月增强，日本大部分地区将迎来全年最寒冷月份。在日文被称为“最寒月”。每年最低温多于1月20日的大寒前后出现。

## 地域区别

以下将以关口武的分类标准讲解。

大分类｜子分类｜简要说明

东日本型｜东部北海道型｜冬季严寒。降雨量少，且大都集中在九月左右。

三陆・常磐型｜与同纬度的日本海侧相比，气温较低、降雪量也少。

东海・关东型｜全冬天气晴朗。六月、九月、十月的降雨量大。

中央高原型｜年温差较大，冬季严寒，但降雪量少。

日本海型｜鄂霍次克型｜冬季平均气温为0°C以下，年降水量低。

东北・北海道型｜一月二月平均气温0°C以下，九月和冬季降水量高。

北陆・山阴型｜全年平均气温0°C以上，冬季降雪量大。

南海型｜全年降雨量大，并集中在六月和九月。

九州型｜由于正值雨季，六月和七月的降雨量大。

濑户内型｜气候温暖，全年降雨量少。

其他｜西南诸岛型｜气候温暖，年温差小。降水量大。

父岛型｜气候温暖，年温差小。五月和十一月降水量大。

### 东日本型

太平洋侧受太平洋吹来的东南季风影响，夏季降雨量多于冬季。冬季季风虽然在日本海侧带来降雪，但由于越过脊梁山脉后，季风会转为干燥气流，太平洋侧反而会放晴。另外，由于低气压沿着南部沿海移动，因此东日本型的都市，在冬季也可能降雪。

#### 东部北海道型

根据柯本气候分类法，北海道大部分地区属冷温带湿润气候（Dfb），但也有冷温带季风气候（Dwb）。日高山和夕张山脉为亚寒带湿润气候（Dfc），大雪山顶峰则为苔原气候。根据柯本气候分类法，主要属于冷带气候。当地并无梅雨季。其特征有降水量少、夏季凉爽、冬季严寒。

在冬天，北海道均温低于0 ℃。受周边海水温度偏低影响，也比同纬度的南法等大陆西岸地区还低。以钏路市为例，1981至2010年期间的年均值显示：全年最高温低于0℃的天数达44.7日，冬季日数平均达150.2日，而盛夏日数平均仅0.1日另一方面，北海道内陆夏季气温常超过30℃，年较差为日本全国之最。

北海道少有降雪，但夏季的湿润季风，会受亲潮冷却影响而形成海雾，导致此时不易放晴、气温难以攀升。冬季则尤以十胜综合振兴局辖区，持续不退的严寒为甚。不过内陆地区较不受雾气影响。带广市平均盛夏日数达10.5天，为北海道气象官署中最高纪录。降水量虽少，但九月降雨量较多。

#### 三陆・常磐型

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在春季到4月下旬，移动性高气压会垄罩此地，成为全年日照时间最长的时期。从春至夏，此地会受鄂霍次克海高气压扩张影响，会吹起偏东的“山背风”。若持续多日则可能导致冷害。其残暑短暂，秋季时秋雨锋面南移、台风逼近频率也会增加。九月降水量达全年之最，秋季即使放晴也可能降霜。冬季时，南部地区罕见长期积雪。在宫城县，即使是冬天，寒冷程度相较东北地方其他地区也不算严酷。

#### 东海・关东型

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在关东地区，夏季容易因热岛效应，使气温显著上升。在埼玉县东部，越过秩父山地的西风下吹，会形成焚风、推升最高气温。2007年，熊谷市录得40.9℃，刷新当时日本最高气温纪录。2018年，同地又记录到41.1 ℃，再次刷新日本最高气温纪录

两地秋季皆属多雨。当东北气流越过三陆冲海域时，会吸收水蒸气后吹向关东地方。因此即使其他地区晴朗无云，关东地区仍可能出现阴雨绵绵的天气。当南岸低气压带来降雪时，源自鄂霍次克海的冷湿东北气流，会随低气压流入并带来降雪。但由于东北气流只在低气压过境的短暂期间流入，降雪通常一日内即止、天气也往往迅速转晴。日文称这种在冬季，吹袭关东地区的冷冽干气流，为“空っ风”。当大陆沙尘飘至关东时，会混合关东壤土扬起的粉尘，使天空呈现更浓重的黄褐色。

另外，季风越过关原町、并吹拂爱知县的尾张地方时，降雪量相对增加。夏季时，岐阜县美浓地方有时会出现高温。2007年8月16日，受焚风现象影响的多治见市录得40.9℃，刷新当时日本最高气温纪录。

#### 中央高原型

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全域降水量低，年较差显著。长野市的年较差仅次于北海道内陆地区山梨县盆地年降水量约1000mm。长野县的千曲川沿岸降雨量尤为稀少，低于1000mm。此数值仅次于北海道东部地区。其主因有为群山环抱，使其阻隔台风、低气压及锋面。日照时数也较为充沛。也因为此地不易受海洋影响，所以年较差与日较差大。

夏季虽炎热，但因湿度低且夜间转凉，几乎不会出现热带夜。长野县中部盆地地区的冬季最低气温可能低于-15℃，而海拔1000米以上的高原地区，最寒冷的二月上旬，平均最低温约在-14℃至-10℃。与北海道相当。冬季气候方面，长野县北部受季风影响降雪日较多，而中南部平原地区则多为晴天，偶有受南岸低气压影响而降雪。出于其其冬季型气压配置，山梨县除西部及北部山区外少见降雪。降雪多为南岸低气压引发。

### 日本海型

日本海侧受西北季风影响，冬季雨雪较丰，为世所罕见的豪雪地带。其冬季降雪模式可分为“山雪”和“里雪”两种：前者指季风碰上山脉后形成，并在靠山处引发大雪的雪云；后者则是指在海上形成，进而能于平原落雪的的雪云。本州日本海侧的惊人降雪量，主要出于日本海暖流，给寒冷的冬季季风，带来水蒸气和热量。

#### 鄂霍次克型

此地的柯本气候区，除了有Dfb、还有Dfc。后者可见于知床的山上。冬季时，浮冰会在冬季的三个月中靠岸。依年份不同，流冰有时会经由根室海峡等水道，抵达钏路市外海；甚至会越过襟裳岬，抵达日高振兴局管内的沿岸、或漂流到礼文岛与利尻岛。自黑龙江流入的淡水密度小且盐度低，因此会在海平面附近，形成低盐度层。当冷空气使海面降温时，由于盐度低，较轻的水层与不易对流其下方的海水。这导致海面附近的温度骤降、形成浮冰。随后西伯利亚的寒冷季风，吹入低盐分水体时，海水更易冻结。因此与其他冰冻海域相比，鄂霍次克海浮冰的纬度低很多。当海面结冰后，容易形成小型高气压，且海水蒸发减少、云层不易形成；若天气放晴，便会发生辐射冷却导致气温降低。由于夏季与冬季都吹入干燥的季节风，因此降水量较少。不过，大约每隔数年仍可能遭遇一次地吹雪。

#### 东北・北海道型

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在北海道属于此气候区的区域中，可观察到的气候分类有Dfb、Cfa、Cfb、Dwb、以及地中海性气候。其中包含：

- Dfb：分布在札幌市
- Cfa：分布在松前半岛至渡岛半岛沿岸
- Cfb：分布在室兰市、襟裳町、奥尻岛、北海道南方沿岸
- Dwb：分布在鹉川町
- 地中海性气候：分布在积丹半岛尖端地带。此分类不考量在“夏季最小雨月降水量低于30毫米”下的结果。

盆地地形的上川综合振兴局一带尤为冷峻。1902年，旭川市曾录得-41.0℃，为日本观测史上最低气温。另一方面，北海道西部夏季则持续高温晴朗。

北海道西部太平洋沿岸降雪稀少，再加上对马海流，因此气候较为温暖。除秋田县北部部分地区外，由于奥羽山脉阻挡了“やませ”，因此东北地方日本海侧的夏季，往往放晴多日。除气温较太平洋侧高以外，还可能因焚风现象，导致气温攀升。受焚风效应影响，山形市于1933年录得40.8℃，直至2007年，仍保持着日本北部地区最高气温纪录。此外，东北地区日本海侧的山形县村山地区，除北部外皆少有降雪降水。

北海道日本海侧的冬季风雪猛烈。幌加内町年均降雪量高达1348公分。札幌亦达597公分。有时，鄂霍次克海沿岸的流冰，亦会影响北海道日本海侧的降雪模式。青森市气候受西北季风与绕过八甲田山的西南气流影响，会形成上升气流、并使其年均降雪量，高居日本全国气象观测站之冠。据加拿大媒体《The Richest》报导，青森市以年均312in的纪录，成为全球第一的豪雪城市。札幌市则以年均191in居全球第二、秋田市的108in也使其排名第八。此外，日本东北地区日本海侧在初春时节，偶尔会因黄沙飘散而出现红色雪景。

#### 北陆・山阴型

北陆地区在冬季时有雷击。主因是冬季季风受暖流影响升温，导致大气不稳定，容易形成积雨云。金泽市自1981年至2010年间的年均雷暴观测日数达42.4日，居日本之冠此外，北陆地区在初春时，还会如东北地区日本海侧般下红雪。石川县能登地方冬季相对积雪较少。

降雪在新潟县尤甚：如果把一月至三月间的降雪量，换算为降水量时，十日町可达1000mm，上越市与长冈市则可达700mm-900mm。加拿大媒体“The Richest”报导，富山市每年降雪143in，为世界第三大豪雪城。而在富山湾，每年可观测到十余次海市蜃楼。部分文献认为其成因系融雪流入富山湾后，于海面形成冷空气层所致。但根据富山大学的研究，富山湾的海水温度并没有比周边海域低，因此“融雪论”不足以解释海市蜃楼的成因。受焚风影响，兵库县北部最高气温常常超过37℃。京都府的芦生地区、滋贺县的湖西北边与湖北均属豪雪地带。

在冬季，岛根县，东部降雪多于西部：季风会在强烈寒气团穿越朝鲜半岛时分流，并在日本海汇合形成雪云、抵达平原地区（日本海寒带气团收束带）。此地因此时有大雪。山阴地区冬季降雪与阴天日数虽多，但仍不及北陆地区。气温与山阳地区相比约低1至2℃。年降水量在山阴地区沿中国低区的山地一带较多。

### 南海型

近畿地方的太平洋侧与南四国有别于东海地区以北的太平洋侧，此地降水量高峰为梅雨季，而非秋雨。自三重县的尾鹫市至大台原山一带，降水量相当丰沛。尾鹫市的年降水量可达约4,000mm。高知县东部的鱼梁瀬地方也有这个数字，在日本的降水量也属名列前茅。

南四国的秋季降水量不若尾鹫市或鱼梁瀬，但也冠居日本全国。在面向丰后水道侧的高知县一带，降雪量也不小。足折岬、室户岬等地则常年吹着强风。伊豆诸岛是日本数一数二的强风带。其气候受黑潮影响而温暖多雨，属海洋性气候。也几乎不下雪。九州南部经常遭受台风袭击。由于热雷影响，在1971年至2000年的气候平均值中，宫崎市6月至9月的雷日数为17.9天，为日本最多。

高知县四万十市的附近的夏季酷热难耐，主因为西北风引发焚风、海陆风也不易进入。2013年，当地测出破历史纪录的41.0℃。伊豆半岛受黑潮影响而气候温暖。和歌山县的年温差亦同样偏小、气候也较温暖。

而无霜地区则可散见于石廊崎附近、和歌山沿岸、高知县半岛地区、岛原半岛南端、宫崎县东南部、鹿儿岛县沿岸等。

### 九州型

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在九州，梅雨季降水量通常高于秋雨季。南四国与太平洋侧的近畿地方也有类似情形。如福冈市这种面向日本海与对马海峡的地区，则会有太平洋侧的气候特色同时（如冬季降水少），也存有日本海侧的特色（如多云）。

### 濑户内型

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濑户内海式气候的年间降水量，与中央高地型同样低落；但冬天相对温暖。香川县的则有无霜区。降水量低罗的主因，是由于季风自海上带来的湿润空气，都会碰上当地山脉，并因降雨或降雪而失去水分；而相对干燥的空气，则从山上向下流动。这点无论夏冬皆然。此地降水量平均1000mm-1400mm，远低于太平洋沿岸和日本海沿岸。

不过，濑户内海在三月至六月左右，经常出现平流雾。事实上，从冬季到夏季，海水温度上升的速度，比气温的来得慢；这意味着寒冷的海水，会冷却温暖潮湿的空气。再加上该地为陆地环抱，有利湿气积聚等条件，在气温高于水温时，也更容易生雾。

此外，沿岸地区也常因海陆风相互吹拂而凪。此现象在日文称为“瀬戸の夕凪”。也因为盛夏时节通常无风，此地的空气湿度极高、甚至令人难以忍受。而奈良县的大和盆地和大和高原则属内陆性气候，日夜温差与年温差都大。

### 其他

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其他气候一般是指南西诸岛与小笠原诸岛。此地即使是冬天，也常有15℃以上。因此通常被视为亚热带气候。就气候平均值而论，冲绳地方一年会有7.7台风侵袭、小笠原诸岛为5.4个、奄美地方则有4.3个。

#### 西南诸岛型

西南诸岛气候多湿。初春时节，东海低气压有时会急速增强、并通过冲绳附近海域，当地人称之为“ニングヮチ・カジマーイ”（二月风回り）。这变化大约早本州一个月。

此地五月进入梅雨季，并在六月下旬结束。夏季因四面环海，湿润的海风吹拂使空气降温；加上热岛效应，使气温上升幅度小、几乎不会超过35℃。七月是一年中最暖的月份。另一方面，此地热带夜、真夏日气候平均天数均为全日本最高。台风接近的次数，会在八月到九月间增加。此时冲绳地区常位于太平洋高气压边缘。有于太平洋高气压易使台风转向、且台风多于其最盛期通过，因此台风影响可能持续数日。秋雨锋面在十月左右退至九州南方时，东北方向便开始吹起冬季季风。当地称此风为“ミーニシ”（新北风）。冬季时，穿越东海的季风会携带大量水汽，因此阴雨天数明显增加。降雪落雨的纪录仅见于1977年的久米岛、2016年的久米岛与名护市。两者皆为雨夹雪。

另外，钓鱼台（日本称尖阁诸岛）和石垣岛皆属热带雨林气候。

#### 父岛型

梅雨锋面多出现在小笠原群岛以北，因此父岛型气候不下梅雨。故父岛地区的降水，主要集中在五月与十一月。日本气象厅也通常不发布小笠原群岛的梅雨公告，主要是因为该地区日照渐少、降雨渐增期间，相较其他地区长约六周，小笠原群岛仅集中于五月中旬至六月初；且受太平洋高气压动向影响，某些年份几乎不会出现梅雨。

比起西南诸岛，父岛年较差小且更偏向海洋性气候。此外，父岛可能受锋面影响，在冬季至春季间吹起强风。

## 日本气候史

### 末次冰期前

在中生代侏罗纪晚期至白垩纪早期的日本植物群分布，呈现出太平洋侧偏好干燥气候、日本海侧则偏好湿润气候的样貌；到了白垩纪中期，这种区分渐趋模糊。

根据北海道和北九州等地的植物化石全绿叶率推测，在新生代至始新世中期，北九州和本州西部的平均气温约为21℃，甚至北海道的平均气温也有17～18℃。但进入渐新世后，北海道平均气温骤降至约7℃，本州西部和北九州也迅速变冷、年温差也开始增大。但由于渐新世初期化石，仍出现许多常绿叶，因此显示这段时期可能有短期的暖化现象；根据全绿叶率推测，渐新世晚期的西日本地区亦曾出现暖化。

进入新近纪的中新世初期，本州平均气温仅约8℃；到了中新世初期末，本州平均气温曾一度攀升至16℃左右，南北平均气温差亦达最大值。此后气温虽有波动，但寒冷化趋势一直持续至鲜新世结束。随后属第四纪的更新世紧接而至。更新世早期寒冷化更加严峻，并可从大阪层群的化石记录获得验证。更新世中期，北海道气候转趋温暖，以至于杉树和日本山毛榉得以生长。但与此同时，日高山脉在里斯冰期时也出现了冰河。

### 末次冰期

日本的末次冰期，一般认为始于约12万年前（以1986年为基准）。这说法主要基于位在南东北以南低地的日本柳杉花粉分布。当时气温大致比1975年低约8 ℃。具体来说，从红楠的分布北限，可知2015年时的秋田县南部，与当时九州最南端气候大致相同。

以1983年为基准，在末次冰期前半，以木曾山脉的冰河为基础划分的亚冰期中，包括约以5万年前为中心的“中御所谷第1期”、以及约以4万年前为中心的“中御所谷第2期”由于日本柳杉的化石此期间频繁出现，因此推断当时气候较为湿润。一般认为在两个亚冰期间，花粉的变化比希腊或法国更为明显。此时出现的亚间冰期特征为：在南东北以南低地中，山毛榉属与栎树亚属的花粉，与杉属花粉同时出现。鉴于山毛榉属适应积雪环境，因此推测当时降雪量较为可观。以1986年为基准，根据杉树分布范围的缩小可知，亚间冰期在4.1万年前已趋于不稳；其后在约3.3万年前出现明显的干燥与低温、从而进入下一个亚冰期。

接着气候开始进入末次冰盛期。以1982年为基准，在日本，根据福井县三方湖的纪录，末次冰盛期约在2.3万年前至2.0万年前间：此时铁杉属、云杉属及五叶松亚属的花粉量增加。也有一推断认为末次冰盛期为2.0万年前至1.8万年前：此时铁杉属的花粉量急剧增加、杉属花粉则几乎消失。而属于暖温带植物的赤榉亚属、榎属、槐属的花粉增加于1.9万年前（同）前后，当时气候应相对温暖。此外，由于最终冰期最盛期造成森林带明显变化，在关东以南低地约发生于2.1万年前（1986年为基准），而北海道等地则约从2.5万年前开始。从铁杉属花粉减少的现象可知，末次冰期最盛期结束后气候趋于温暖；但根据山毛榉属花粉增加的情况推断，冬季积雪量真正开始大幅增加是在1.2万年前（以1982年为基准）之后。

由此可见，即使在相同森林带中，树种比例也会随干湿变化而变。因此可以说末次冰期日本气候变化中，干湿变化较寒暖变化显著。此外，由于从北海道至山阴地区均有积雪，因此推测当时也存在西北季风。从周冰河地形所推断出的气候区分，除北海道北部未出现日本海侧气候外，其余部分几乎与现今相同。之后在约1万1000年前至1万0720年前（以2015年为基准），日本气候也在11000年前至10720年前之间，短暂回到冰期状态的新仙女木期。当时房总半岛外海太平洋的海水温度，从有孔虫壳的氧同位素比推测，比2004年低约5 ℃至9 ℃。

### 全新世气候最适宜期

到了全新世气候最适宜期，日本的年平均气温比2015年高了2 ℃，海平面也因此上升。这被称为绳文海进。根据当时有孔虫的氧同位素纪录，可推出房总半岛沿岸的太平洋和日本海温度：在大约9500年前，两者相对高温；但到了大约9000年前，温度就开始下降。而透过柳杉属、山茶属和八角属花粉观察出的增加趋势，可推测大约在8500至8000年前海平面上升、对马暖流能够轻易地进入日本海后，日本气候开始湿润起来、并转变为海洋性气候。而根据有孔虫的氧同位素比率研究，到了约6000至5000年前，房总半岛沿岸太平洋的海面温度上升、日本海的海面温度则在6500年前之后上升。

### 全新世气候最适宜期至中世纪温暖时期

公元前3500年至公元前3000年间，日本受新冰川作用影响，气候变得凉爽湿润。风成砂丘的形成，也表明在前3千纪初期，确实开始降温了。平原出现日本柳杉，也证实了当时可能有湿润气候。大约在3000年前（截至2008年），沙丘中出现“クロスナ层”，表明此时气候又变冷了。基于同样的证据，大约在4000年前（截至同一时期）可能还有另一次寒冷时期。根据屋久杉年轮的碳同位素数据，气候变暖可能始于公元1世纪。随后在公元4世纪至5世纪初、还有6世纪初，气温较为温暖；之后在5世纪初至6世纪初、以及7世纪初到奈良时代初，气温开始渐趋寒冷。基于相同证据，6世纪初的温暖期与中世纪的温暖期相当；5世纪初的寒冷期，则与弥生时代末相当。到了7世纪初，其寒冷期是古代日本持续时间最长的时期。但并未达到后来的小冰期的程度。

### 中世纪温暖时期

一项基于屋久杉的碳同位素比例的研究分析显示，约从8世纪中叶起，日本出现了一场持续至12世纪至13世纪左右的暖化现象、旱灾也随之增加。此时恰逢中世纪温暖时期。此时风灾与水灾略有增加，但根据屋久杉的碳同位素比分析，9世纪初曾短暂出现的寒冷化时期。根据樱花的花季、降水和降雪等记录，12世纪的京都冬季，气温可能比2016年还高。中世纪温暖时期则大略在13世纪或15世纪结束。而另一项根据海岸沉积岩岩芯中所堆积的Alkenone研究发现，海水平均温度在820年天高、到了约990年时则降了下来。因此推出西日本并未出现明显的中世纪温暖期。

### 小冰期

在“气温随降水日数增加而趋低”的前提下估算，京都冬季气温在11世纪至16世纪逐渐下降同时，夏季气温则至1360年代持续上升，直到16世纪才开始下降。根据海岸沉积岩岩芯的分析，恰好与小冰期的1440年至1730年左右重叠，西日本的低温现象尤为显著。而从诹访湖的“御神渡”纪录中，可推断出16世纪初曾发生大幅度的寒冷化。此外，从相同纪录中可知，15世纪至17世纪期间气温波动剧烈，而18世纪至19世纪期间气温波动则较小。同时根据江户时代藩日志的纪录，19世纪前叶出现显著的寒冷化现象；而根据现今东京都八王子市农家的天气纪录，亦证实1780年代及1830年代的夏季气温同样偏低。日本这段小冰期的结束时期，根据江户幕府的天文方及荷兰人进行的气象观测结果，可推断约在1840年代至1850年代之间，当时气温已与2013年左右大致相当，应可归类为温暖期。

### 小冰期后

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日本国立环境研究所研究员永岛达也表示，日本气温上升，除了都市热岛效应以外，还包括全球变暖、以及数十年来的自然大气波动。

#### 气温

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日本处于北半球中纬度地带。由于这个地方的气温上升率高，因此日本的气温上升程度也高于世界平均。长期来看，日本的平均气温大约每百年上升1.21℃。计算方法是从1898年以来的所有观测中，选择都市化程度低的观测站资料分析而来。就季节而言，在100年间，春季平均上升1.47 ℃、夏季1.11 ℃、秋季为1.20 ℃、而冬季则为1.13 ℃。

此外，无论是年平均、1月或8月，日最低气温的上升幅度都比日最高气温大。直到1940年代为止，气温大都相对较低；此后开始上升，约在1960年左右达到高温；随后直到1980年代中期为止，气温略为偏低。自1980年代后期起，气温急速上升，而显著高温的年份，则集中于1990年代之后。此外，根据用于计算日本平均气温的15个观测点的平均数据，在1931年至2012年间，每10年平均而言，猛暑日增加了0.2天、热带夜增加了1.4天、冬日则减少了2.2天。

政府间气候变化专门委员会为预测未来气候，而在第五次评估报告中制定了代表性浓度路径。依温室气体的高至低分别为RCP 8.0、 RCP 6.0、RCP 4.5、RCP 2.8等。根据报告，日本各区域的平均气温均将上升；但预测高纬度地区的升温幅度，将略高于低纬度地区；且日最低气温的升温幅度，将略高于日最高气温。在RCP 8.0情境下，日本的各区平均气温会增加3.4℃至5.4℃、夏季高温增加约50天、冬季低温减少约15天；而在RCP 2.8情境下，日本的各区平均气温会增加0.5 ℃~1.7 ℃、夏季高温增加约10天、冬季低温减少约5天。夏季高温日数的增加在冲绳・奄美地区，冬季低温日数的减少则在日本北部地区预计将特别显著。

#### 永久冻土

在日本，已确认富士山、大雪山、立山等地有出现永久冻土。依据调查，富士山的永久冻土正在缩小，尤其在南侧山顶附近，可能已经部分消失。一般认为是是因为冬季气温升高，导致结冰能力下降。

#### 生物季节观测

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由于日本四季分明，一般会以生物季节观测估算年际间的天气差异、预测长期气候变化、并借此理解天气对生物的影响。这些数据也表明，日本的秋冬来得越来越晚，春季则来得越来越早。

樱花平均开花时间自1950年至2005年提早了约5天。一般认为是出于气温呈上升趋势所致。在开花前一年的夏季形成后，樱花的花芽会立即休眠；当花芽在冬季经历一段低温刺激后，便会从休眠中苏醒。也就是日文称的“休眠打破”。但在种子岛或八丈岛等原本气候温暖的地区，休眠打破难以运行；反而导致开花时间推迟，有时花朵甚至还未盛开便已凋谢。

据等人的研究指出：若全球暖化从2008年起，以气象厅预测的步调持续发展至2050年，千叶县、神奈川县、南九州、南四国西部等地的樱花将不再盛开，鹿儿岛县西部及种子岛的樱花也不会开花。到了2100年，静冈县与长崎县部分地区亦将不再盛开。此外，根据Weathernews（ウェザーニューズ）的模拟结果，在2100年气温上升幅度最大的情境下，预测2110年东日本与西日本太平洋沿岸地区春季樱花盛开的区域将大幅减少；北海道的开花时间则会提前约1个月；即使在平均情境下，2110年的开花时间也将提前10至15天。

枫属的枫红日自1953年至2004年间延后了15.6天，银杏则延后了10.7天。这一般也认为是受全球暖化影响。且与10月的最低气温具有高度相关性。预测，若温室气体持续以2015年的速度增加，到2050年，京都市红叶的最佳观赏期将落在圣诞节前后。

#### 降水与降雪

日本降水量偏低年份，自1965年开始增加。降水量在1920年代中期之前及1950年代较为丰沛，但自1970年代起或近20至30年（以2017年为基准），年际变动趋于剧烈、预测未来波动幅度将持续扩大。不过，预测21世纪末的降水量将比20世纪末增加约5%，特别是日本北部地区预计会显著增加。

根据AmeDAS观测，在1976年至2016年间，每小时降雨量达50mm以上与80mm以上的次数，分别以每10年增加20次与2次的速度增长（每1000个观测点为单位）。但由于AMeDAS的观测期间较短，要判断其与全球暖化的关联，尚需累积未来的观测数据。预测未来每小时降雨量50mm以上的短时间强降雨也将增加。在此情况下，多数地区日降水量低于1.0 mm或无降水的日数增加，而超过该数值的日数则减少；多数地区的无降水日数推测将持续增加。日降水量达100mm与200mm以上的日数皆显著增加，其中日降水量100 mm以上每100年增加0.25日，200 mm以上则每100年增加0.04日。

降雪量方面，1962年至2013年间的年变动幅度大，但每10年，东日本日本海侧减少12.3%、西日本日本海侧减少14.5%，趋势明显减少。北日本日本海侧则未见明显变化。随着气温与海水温度上升，空气中的水蒸气量增加，北海道及本州部分内陆地区，降雪量与最大积雪深度将有所增加；但在多数地区，因气温上升导致降雪易转为降雨，且即使积雪也较易融化，因此预期降水量与最大积雪深度会减少。

#### 都市化

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以2006-2010年的平均值而言，在八月，城市地区的平均气温通常高于郊区，意味着日本都市存在城市热岛效应。但不同城市之间会存有显著差异：中小城市的平均气温，百年来可能仅上升约1℃；宇都宫市或熊谷的上升幅度，则是中小城市的两倍；而东京和名古屋等大城市，上升幅度更是中小城市的三倍以上。永岛达也认为，城市热岛效应为大城市气温上升的主要原因；而热岛效应导致的气温上升，主要发生在冬季和夜间。就极端高温天气而言，虽然大分县日田市和熊谷市等较小城市的气温上升幅度显著，但也有大城市的气温上升幅度不大，日本西部许多地区夏季气温也显著上升。