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亞熱帶季風氣候。其四季分明、年日溫差皆大，在大陸性氣候地區尤甚。日本降水量大，並受梅雨、秋霖等影響。

日本國土跨越緯度大，因此南北氣溫差異顯著；其山峰連綿不斷、橫穿日本列島，也令太平洋沿岸和日本海沿岸間的氣候差異大：太平洋沿岸夏季受東南季風影響而多雨、日本海沿岸冬季則受源自日本海的西北季風影響，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年代起升約攝氏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亞熱帶季風氣候。但在北海道南部、青森縣、岩手縣沿岸等地有溫帶海洋性氣候、部分群馬縣則散見副熱帶濕潤氣候。另外，富士山和大雪山的山頂附近有苔原氣候的特徵，為日本少數寒帶地區。這種地理位置特殊、基線溫度低且降水少的氣候，由於是海拔（而非緯度）造就，也因而被稱為高原山地氣候。柯本氣候分類法不收錄該分類。

在沖繩縣的石垣島與西表島部份地區則屬熱帶氣候，進一步來說為熱帶雨林氣候。北大東島則有近似熱帶季風氣候的特徵。但由於觀測時間不足30年，因此並沒有正式認定為熱帶季風氣候。東京的小笠原群島也是熱帶地區，部份南部地區如南鳥島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。

根據阿利索夫氣候分類法，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。

### 日本內部標準

由於柯本氣候分類法，在日本無法區分季節造成的降水量變化，因此日本方面有制定一套考量降水量變化的氣候分類系統。此系統分類方法多樣。1933年，福井英一郎根據日本年與月的平均氣溫，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。

關口武在1959年針對日本氣候要素年變化，設計出統計性的氣候分類。其氣候要素主要考量氣溫、降水量、日照率、水分過剩量等數值。這個系統將日本分出六大類，分別是東日本型、日本海型、南海型、九州型、瀨戶內型、其他。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，鈴木秀夫根據當地的氣團、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，前島郁雄以降水量較豐沛期、梅雨、秋霖出現時間等地域差異，提出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；大體上則分為日本海側、太平洋側、中間區域。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。他在考量各區域的面積後，建議將日本劃分為九大氣候區。

## 影響要素

### 氣團與西風帶

日本氣候受五大氣團所影響，分別為：西伯利亞氣團、小笠原氣團、鄂霍次克海氣團、長江氣團、赤道氣團。西伯利亞氣團在冬天會形成西伯利亞高壓、將季風將吹到日本海沿岸，使當地降雪。小笠原氣團是由小笠原高壓形成，會給日本帶來潮濕的夏季；也會與鄂霍次克海氣團相遇，形成梅雨鋒面；並受山背和北東氣流影響，在關東地區引發惡劣天氣。秋季，長江氣團會透過移動型高氣壓，為日本帶來好天氣。赤道氣團以颱風為形式逼近日本，並流進日本附近的鋒面時，就會帶來暴雨。

此外，由於西風帶持續吹拂日本，天氣通常由西向東移動。經常在日本附近形成的鋒面，被視為寒帶鋒面的一部分。

### 遠方要素

聖嬰現象出現時，西太平洋熱帶區的海水溫度下降、積雲發生機會減少，導致夏季太平洋高氣壓難以形成，使日本溫度低、陽光少；在冬季，西部高壓和東部低壓雙雙減弱，往往會導致氣溫升高。相反，若出現反聖嬰現象，熱帶西太平洋的海面溫度升高、積雨雲活動增強，往往導致夏季太平洋高壓北移以致高溫；冬季則會增強西部高壓和東部低壓以致低溫。

印度洋海面溫度升高時，低氣壓會從印度洋發展至西太平洋赤道附近；來自菲律賓東部的東北風，則會吹往該低氣壓區，並菲律賓附近形成下沉氣流，並削弱積雨雲活動。另外，由於太平洋高壓難以向北延伸，沖繩和奄美地區氣溫也因此會升高，北日本則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形成。當地氣溫通常較高。到了夏天則通常再北一點。約75%的颱風，會在七月至九月登陸日本，移動路線則因季節而異：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外、也有可能在五月登陸小笠原群島。在初夏到盛夏左右，太平洋高氣壓往日本列島西南方延伸、颱風轉向 (氣象)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，並經過日本附近海域；在抵達中緯度地帶時，則受偏西風影響，在轉東行後繼續北移。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：昭和三大颱風都是在九月登陸日本。

據1991至2020年平均值顯示，每年平均出現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。

## 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，理由是數值無法準確估算、對監測氣候變遷的意義不大。氣象廳基於同樣理由，也不計算全國實際年降水量。

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57.1F、最高是63.9F、最低為50.3F。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67.6in。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。是1898年以來的最高紀錄。

- 1971年至2000年日本的年均氣溫
- 1971年至2000年日本年均降水量

## 季節特徵

日本地處中緯度，因此四季分明。但也有人認為需要在四季以外，加上梅雨和秋霖以分為六季。季節變化的主因，是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外，還明顯低於同緯度的其他地區。

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，日本海低氣壓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移動性高氣壓，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「寒之戻」或「花冷え」。有時還會降下遲霜（遅霜），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「菜種梅雨」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「五月風暴 (日本)」。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，鄂霍次克海高氣壓會暫時形成北高型氣壓配置，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「梅雨のはしり」。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，產生下沉氣流，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」（陰性の梅雨）。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，並形成冷夏。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」（陽性の梅雨）。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」（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「梅雨明け」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」（梅雨明け十日）：此時太平洋高氣壓強勁、氣壓配置穩定；天氣通常晴朗、午後雷陣雨也不常出現。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「南高北低」。

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（副次的な高気圧）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猛暑。日文稱這種氣壓模式為「鯨尾狀」（鯨の尾型），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「山背」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、並因此引發冷害。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」（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，通常為靜止鋒。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「木枯らし1號」。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「木枯らし1號」。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「木枯らし」之風密切相關的寒冷陣雨。日文稱其為「時雨」。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「小春日和」，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「冬型のゆるみ」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，也容易出現霜凍和結冰；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驟降至-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。貫穿本州島中部的脊梁山脈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「最寒月」。每年最低溫多於1月20日的大寒前後出現。

## 地域區別

以下將以關口武的分類標準講解。

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

太平洋側受太平洋吹來的東南季風影響，夏季降雨量多於冬季。冬季季風雖然在日本海側帶來降雪，但由於越過脊梁山脈後，季風會轉為乾燥氣流，太平洋側反而會放晴。另外，由於低氣壓沿著南部沿海移動，因此東日本型的都市，在冬季也可能降雪。

#### 東部北海道型

根據柯本氣候分類法，北海道大部分地區屬冷溫帶濕潤氣候（Dfb），但也有冷溫帶季風氣候（Dwb）。日高山和夕張山脈為亞寒帶濕潤氣候（Dfc），大雪山頂峰則為苔原氣候。根據柯本氣候分類法，主要屬於冷帶氣候。當地並無梅雨季。其特徵有降水量少、夏季涼爽、冬季嚴寒。

在冬天，北海道均溫低於0 ℃。受周邊海水溫度偏低影響，也比同緯度的南法等大陸西岸地區還低。以釧路市為例，1981至2010年期間的年均值顯示：全年最高溫低於0℃的天數達44.7日，冬季日數平均達150.2日，而盛夏日數平均僅0.1日另一方面，北海道內陸夏季氣溫常超過30℃，年較差為日本全國之最。

北海道少有降雪，但夏季的濕潤季風，會受親潮冷卻影響而形成海霧，導致此時不易放晴、氣溫難以攀升。冬季則尤以十勝綜合振興局轄區，持續不退的嚴寒為甚。不過內陸地區較不受霧氣影響。帶廣市平均盛夏日數達10.5天，為北海道氣象官署中最高紀錄。降水量雖少，但九月降雨量較多。

#### 三陸・常磐型

在春季到4月下旬，移動性高氣壓會壟罩此地，成為全年日照時間最長的時期。從春至夏，此地會受鄂霍次克海高氣壓擴張影響，會吹起偏東的「山背風」。若持續多日則可能導致冷害。其殘暑短暫，秋季時秋雨鋒面南移、颱風逼近頻率也會增加。九月降水量達全年之最，秋季即使放晴也可能降霜。冬季時，南部地區罕見長期積雪。在宮城縣，即使是冬天，寒冷程度相較東北地方其他地區也不算嚴酷。

#### 東海・關東型

在關東地區，夏季容易因熱島效應，使氣溫顯著上升。在埼玉縣東部，越過秩父山地的西風下吹，會形成焚風、推升最高氣溫。2007年，熊谷市錄得40.9℃，刷新當時日本最高氣溫紀錄。2018年，同地又記錄到41.1 ℃，再次刷新日本最高氣溫紀錄

兩地秋季皆屬多雨。當東北氣流越過三陸沖海域時，會吸收水蒸氣後吹向關東地方。因此即使其他地區晴朗無雲，關東地區仍可能出現陰雨綿綿的天氣。當南岸低氣壓帶來降雪時，源自鄂霍次克海的冷濕東北氣流，會隨低氣壓流入並帶來降雪。但由於東北氣流只在低氣壓過境的短暫期間流入，降雪通常一日內即止、天氣也往往迅速轉晴。日文稱這種在冬季，吹襲關東地區的冷冽乾氣流，為「空っ風」。當大陸沙塵飄至關東時，會混合關東壤土揚起的粉塵，使天空呈現更濃重的黃褐色。

另外，季風越過關原町、並吹拂愛知縣的尾張地方時，降雪量相對增加。夏季時，岐阜縣美濃地方有時會出現高溫。2007年8月16日，受焚風現象影響的多治見市錄得40.9℃，刷新當時日本最高氣溫紀錄。

#### 中央高原型

全域降水量低，年較差顯著。長野市的年較差僅次於北海道內陸地區山梨縣盆地年降水量約1000mm。長野縣的千曲川沿岸降雨量尤為稀少，低於1000mm。此數值僅次於北海道東部地區。其主因有為群山環抱，使其阻隔颱風、低氣壓及鋒面。日照時數也較為充沛。也因為此地不易受海洋影響，所以年較差與日較差大。

夏季雖炎熱，但因濕度低且夜間轉涼，幾乎不會出現熱帶夜。長野縣中部盆地地區的冬季最低氣溫可能低於-15℃，而海拔1000公尺以上的高原地區，最寒冷的二月上旬，平均最低溫約在-14℃至-10℃。與北海道相當。冬季氣候方面，長野縣北部受季風影響降雪日較多，而中南部平原地區則多為晴天，偶有受南岸低氣壓影響而降雪。出於其其冬季型氣壓配置，山梨縣除西部及北部山區外少見降雪。降雪多為南岸低氣壓引發。

### 日本海型

日本海側受西北季風影響，冬季雨雪較豐，為世所罕見的豪雪地帶。其冬季降雪模式可分為「山雪」和「里雪」兩種：前者指季風碰上山脈後形成，並在靠山處引發大雪的雪雲；後者則是指在海上形成，進而能於平原落雪的的雪雲。本州日本海側的驚人降雪量，主要出於日本海暖流，給寒冷的冬季季風，帶來水蒸氣和熱量。

#### 鄂霍次克型

此地的柯本氣候區，除了有Dfb、還有Dfc。後者可見於知床的山上。冬季時，浮冰會在冬季的三個月中靠岸。依年份不同，流冰有時會經由根室海峽等水道，抵達釧路市外海；甚至會越過襟裳岬，抵達日高振興局管內的沿岸、或漂流到禮文島與利尻島。自黑龍江流入的淡水密度小且鹽度低，因此會在海平面附近，形成低鹽度層。當冷空氣使海面降溫時，由於鹽度低，較輕的水層與不易對流其下方的海水。這導致海面附近的溫度驟降、形成浮冰。隨後西伯利亞的寒冷季風，吹入低鹽分水體時，海水更易凍結。因此與其他冰凍海域相比，鄂霍次克海浮冰的緯度低很多。當海面結冰後，容易形成小型高氣壓，且海水蒸發減少、雲層不易形成；若天氣放晴，便會發生輻射冷卻導致氣溫降低。由於夏季與冬季都吹入乾燥的季節風，因此降水量較少。不過，大約每隔數年仍可能遭遇一次地吹雪。

#### 東北・北海道型

在北海道屬於此氣候區的區域中，可觀察到的氣候分類有Dfb、Cfa、Cfb、Dwb、以及地中海性氣候。其中包含：

- Dfb：分布在札幌市
- Cfa：分布在松前半島至渡島半島沿岸
- Cfb：分布在室蘭市、襟裳町、奧尻島、北海道南方沿岸
- Dwb：分布在鵡川町
- 地中海性氣候：分布在積丹半島尖端地帶。此分類不考量在「夏季最小雨月降水量低於30毫米」下的結果。

盆地地形的上川綜合振興局一帶尤為冷峻。1902年，旭川市曾錄得-41.0℃，為日本觀測史上最低氣溫。另一方面，北海道西部夏季則持續高溫晴朗。

北海道西部太平洋沿岸降雪稀少，再加上對馬海流，因此氣候較為溫暖。除秋田縣北部部分地區外，由於奧羽山脈阻擋了「やませ」，因此東北地方日本海側的夏季，往往放晴多日。除氣溫較太平洋側高以外，還可能因焚風現象，導致氣溫攀升。受焚風效應影響，山形市於1933年錄得40.8℃，直至2007年，仍保持著日本北部地區最高氣溫紀錄。此外，東北地區日本海側的山形縣村山地區，除北部外皆少有降雪降水。

北海道日本海側的冬季風雪猛烈。幌加內町年均降雪量高達1348公分。札幌亦達597公分。有時，鄂霍次克海沿岸的流冰，亦會影響北海道日本海側的降雪模式。青森市氣候受西北季風與繞過八甲田山的西南氣流影響，會形成上升氣流、並使其年均降雪量，高居日本全國氣象觀測站之冠。據加拿大媒體《The Richest》報導，青森市以年均312in的紀錄，成為全球第一的豪雪城市。札幌市則以年均191in居全球第二、秋田市的108in也使其排名第八。此外，日本東北地區日本海側在初春時節，偶爾會因黃沙飄散而出現紅色雪景。

#### 北陸・山陰型

北陸地區在冬季時有雷擊。主因是冬季季風受暖流影響升溫，導致大氣不穩定，容易形成積雨雲。金澤市自1981年至2010年間的年均雷暴觀測日數達42.4日，居日本之冠此外，北陸地區在初春時，還會如東北地區日本海側般下紅雪。石川縣能登地方冬季相對積雪較少。

降雪在新潟縣尤甚：如果把一月至三月間的降雪量，換算為降水量時，十日町可達1000mm，上越市與長岡市則可達700mm-900mm。加拿大媒體「The Richest」報導，富山市每年降雪143in，為世界第三大豪雪城。而在富山灣，每年可觀測到十餘次海市蜃樓。部分文獻認為其成因係融雪流入富山灣後，於海面形成冷空氣層所致。但根據富山大學的研究，富山灣的海水溫度並沒有比周邊海域低，因此「融雪論」不足以解釋海市蜃樓的成因。受焚風影響，兵庫縣北部最高氣溫常常超過37℃。京都府的蘆生地區、滋賀縣的湖西北邊與湖北均屬豪雪地帶。

在冬季，島根縣，東部降雪多於西部：季風會在強烈寒氣團穿越朝鮮半島時分流，並在日本海匯合形成雪雲、抵達平原地區（日本海寒帶氣團收束帶）。此地因此時有大雪。山陰地區冬季降雪與陰天日數雖多，但仍不及北陸地區。氣溫與山陽地區相比約低1至2℃。年降水量在山陰地區沿中國低區的山地一帶較多。

### 南海型

近畿地方的太平洋側與南四國有別於東海地區以北的太平洋側，此地降水量高峰為梅雨季，而非秋雨。自三重縣的尾鷲市至大台原山一帶，降水量相當豐沛。尾鷲市的年降水量可達約4,000mm。高知縣東部的魚梁瀬地方也有這個數字，在日本的降水量也屬名列前茅。

南四國的秋季降水量不若尾鷲市或魚梁瀬，但也冠居日本全國。在面向豐後水道側的高知縣一帶，降雪量也不小。足摺岬、室戶岬等地則常年吹著強風。伊豆諸島是日本數一數二的強風帶。其氣候受黑潮影響而溫暖多雨，屬海洋性氣候。也幾乎不下雪。九州南部經常遭受颱風襲擊。由於熱雷影響，在1971年至2000年的氣候平均值中，宮崎市6月至9月的雷日數為17.9天，為日本最多。

高知縣四萬十市的附近的夏季酷熱難耐，主因為西北風引發焚風、海陸風也不易進入。2013年，當地測出破歷史紀錄的41.0℃。伊豆半島受黑潮影響而氣候溫暖。和歌山縣的年溫差亦同樣偏小、氣候也較溫暖。

而無霜地區則可散見於石廊崎附近、和歌山沿岸、高知縣半島地區、島原半島南端、宮崎縣東南部、鹿兒島縣沿岸等。

### 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

瀨戶內海式氣候的年間降水量，與中央高地型同樣低落；但冬天相對溫暖。香川縣的則有無霜區。降水量低羅的主因，是由於季風自海上帶來的濕潤空氣，都會碰上當地山脈，並因降雨或降雪而失去水分；而相對乾燥的空氣，則從山上向下流動。這點無論夏冬皆然。此地降水量平均1000mm-1400mm，遠低於太平洋沿岸和日本海沿岸。

不過，瀨戶內海在三月至六月左右，經常出現平流霧。事實上，從冬季到夏季，海水溫度上升的速度，比氣溫的來得慢；這意味著寒冷的海水，會冷卻溫暖潮濕的空氣。再加上該地為陸地環抱，有利濕氣積聚等條件，在氣溫高於水溫時，也更容易生霧。

此外，沿岸地區也常因海陸風相互吹拂而凪。此現象在日文稱為「瀬戸の夕凪」。也因為盛夏時節通常無風，此地的空氣濕度極高、甚至令人難以忍受。而奈良縣的大和盆地和大和高原則屬內陸性氣候，日夜溫差與年溫差都大。

### 其他

其他氣候一般是指南西諸島與小笠原諸島。此地即使是冬天，也常有15℃以上。因此通常被視為亞熱帶氣候。就氣候平均值而論，沖繩地方一年會有7.7颱風侵襲、小笠原諸島為5.4個、奄美地方則有4.3個。

#### 西南諸島型

西南諸島氣候多濕。初春時節，東海低氣壓有時會急速增強、並通過沖繩附近海域，當地人稱之為「ニングヮチ・カジマーイ」（二月風廻り）。這變化大約早本州一個月。

此地五月進入梅雨季，並在六月下旬結束。夏季因四面環海，濕潤的海風吹拂使空氣降溫；加上熱島效應，使氣溫上升幅度小、幾乎不會超過35℃。七月是一年中最暖的月份。另一方面，此地熱帶夜、真夏日氣候平均天數均為全日本最高。颱風接近的次數，會在八月到九月間增加。此時沖繩地區常位於太平洋高氣壓邊緣。有於太平洋高氣壓易使颱風轉向、且颱風多於其最盛期通過，因此颱風影響可能持續數日。秋雨鋒面在十月左右退至九州南方時，東北方向便開始吹起冬季季風。當地稱此風為「ミーニシ」（新北風）。冬季時，穿越東海的季風會攜帶大量水汽，因此陰雨天數明顯增加。降雪落雨的紀錄僅見於1977年的久米島、2016年的久米島與名護市。兩者皆為雨夾雪。

另外，釣魚台（日本稱尖閣諸島）和石垣島皆屬熱帶雨林氣候。

#### 父島型

梅雨鋒面多出現在小笠原群島以北，因此父島型氣候不下梅雨。故父島地區的降水，主要集中在五月與十一月。日本氣象廳也通常不發布小笠原群島的梅雨公告，主要是因為該地區日照漸少、降雨漸增期間，相較其他地區長約六週，小笠原群島僅集中於五月中旬至六月初；且受太平洋高氣壓動向影響，某些年份幾乎不會出現梅雨。

比起西南諸島，父島年較差小且更偏向海洋性氣候。此外，父島可能受鋒面影響，在冬季至春季間吹起強風。

## 日本氣候史

### 末次冰期前

在中生代侏羅紀晚期至白堊紀早期的日本植物群分布，呈現出太平洋側偏好乾燥氣候、日本海側則偏好溼潤氣候的樣貌；到了白堊紀中期，這種區分漸趨模糊。

根據北海道和北九州等地的植物化石全綠葉率推測，在新生代至始新世中期，北九州和本州西部的平均氣溫約為21℃，甚至北海道的平均氣溫也有17～18℃。但進入漸新世後，北海道平均氣溫驟降至約7℃，本州西部和北九州也迅速變冷、年溫差也開始增大。但由於漸新世初期化石，仍出現許多常綠葉，因此顯示這段時期可能有短期的暖化現象；根據全綠葉率推測，漸新世晚期的西日本地區亦曾出現暖化。

進入新近紀的中新世初期，本州平均氣溫僅約8℃；到了中新世初期末，本州平均氣溫曾一度攀升至16℃左右，南北平均氣溫差亦達最大值。此後氣溫雖有波動，但寒冷化趨勢一直持續至鮮新世結束。隨後屬第四紀的更新世緊接而至。更新世早期寒冷化更加嚴峻，並可從大阪層群的化石記錄獲得驗證。更新世中期，北海道氣候轉趨溫暖，以至於杉樹和日本山毛欅得以生長。但與此同時，日高山脈在里斯冰期時也出現了冰河。

### 末次冰期

日本的末次冰期，一般認為始於約12萬年前（以1986年為基準）。這說法主要基於位在南東北以南低地的日本柳杉花粉分布。當時氣溫大致比1975年低約8 ℃。具體來說，從紅楠的分布北限，可知2015年時的秋田縣南部，與當時九州最南端氣候大致相同。

以1983年為基準，在末次冰期前半，以木曾山脈的冰河為基礎劃分的亞冰期中，包括約以5萬年前為中心的「中御所谷第1期」、以及約以4萬年前為中心的「中御所谷第2期」由於日本柳杉的化石此期間頻繁出現，因此推斷當時氣候較為濕潤。一般認為在兩個亞冰期間，花粉的變化比希臘或法國更為明顯。此時出現的亞間冰期特徵為：在南東北以南低地中，山毛櫸屬與櫟樹亞屬的花粉，與杉屬花粉同時出現。鑑於山毛櫸屬適應積雪環境，因此推測當時降雪量較為可觀。以1986年為基準，根據杉樹分布範圍的縮小可知，亞間冰期在4.1萬年前已趨於不穩；其後在約3.3萬年前出現明顯的乾燥與低溫、從而進入下一個亞冰期。

接著氣候開始進入末次冰盛期。以1982年為基準，在日本，根據福井縣三方湖的紀錄，末次冰盛期約在2.3萬年前至2.0萬年前間：此時鐵杉屬、雲杉屬及五葉松亞屬的花粉量增加。也有一推斷認為末次冰盛期為2.0萬年前至1.8萬年前：此時鐵杉屬的花粉量急劇增加、杉屬花粉則幾乎消失。而屬於暖溫帶植物的赤櫸亞屬、榎屬、槐屬的花粉增加於1.9萬年前（同）前後，當時氣候應相對溫暖。此外，由於最終冰期最盛期造成森林帶明顯變化，在關東以南低地約發生於2.1萬年前（1986年為基準），而北海道等地則約從2.5萬年前開始。從鐵杉屬花粉減少的現象可知，末次冰期最盛期結束後氣候趨於溫暖；但根據山毛櫸屬花粉增加的情況推斷，冬季積雪量真正開始大幅增加是在1.2萬年前（以1982年為基準）之後。

由此可見，即使在相同森林帶中，樹種比例也會隨乾濕變化而變。因此可以說末次冰期日本氣候變化中，乾濕變化較寒暖變化顯著。此外，由於從北海道至山陰地區均有積雪，因此推測當時也存在西北季風。從周冰河地形所推斷出的氣候區分，除北海道北部未出現日本海側氣候外，其餘部分幾乎與現今相同。之後在約1萬1000年前至1萬0720年前（以2015年為基準），日本氣候也在11000年前至10720年前之間，短暫回到冰期狀態的新仙女木期。當時房總半島外海太平洋的海水溫度，從有孔蟲殼的氧同位素比推測，比2004年低約5 ℃至9 ℃。

### 全新世氣候最適宜期

到了全新世氣候最適宜期，日本的年平均氣溫比2015年高了2 ℃，海平面也因此上升。這被稱為繩文海進。根據當時有孔蟲的氧同位素紀錄，可推出房總半島沿岸的太平洋和日本海溫度：在大約9500年前，兩者相對高溫；但到了大約9000年前，溫度就開始下降。而透過柳杉屬、山茶屬和八角屬花粉觀察出的增加趨勢，可推測大約在8500至8000年前海平面上升、對馬暖流能夠輕易地進入日本海後，日本氣候開始濕潤起來、並轉變為海洋性氣候。而根據有孔蟲的氧同位素比率研究，到了約6000至5000年前，房總半島沿岸太平洋的海面溫度上升、日本海的海面溫度則在6500年前之後上升。

### 全新世氣候最適宜期至中世紀溫暖時期

西元前3500年至西元前3000年間，日本受新冰川作用影響，氣候變得涼爽濕潤。風成砂丘的形成，也表明在前3千紀初期，確實開始降溫了。平原出現日本柳杉，也證實了當時可能有濕潤氣候。大約在3000年前（截至2008年），沙丘中出現「クロスナ層」，表明此時氣候又變冷了。基於同樣的證據，大約在4000年前（截至同一時期）可能還有另一次寒冷時期。根據屋久杉年輪的碳同位素數據，氣候變暖可能始於公元1世紀。隨後在公元4世紀至5世紀初、還有6世紀初，氣溫較為溫暖；之後在5世紀初至6世紀初、以及7世紀初到奈良時代初，氣溫開始漸趨寒冷。基於相同證據，6世紀初的溫暖期與中世紀的溫暖期相當；5世紀初的寒冷期，則與彌生時代末相當。到了7世紀初，其寒冷期是古代日本持續時間最長的時期。但並未達到後來的小冰期的程度。

### 中世紀溫暖時期

一項基於屋久杉的碳同位素比例的研究分析顯示，約從8世紀中葉起，日本出現了一場持續至12世紀至13世紀左右的暖化現象、旱災也隨之增加。此時恰逢中世紀溫暖時期。此時風災與水災略有增加，但根據屋久杉的碳同位素比分析，9世紀初曾短暫出現的寒冷化時期。根據櫻花的花季、降水和降雪等記錄，12世紀的京都冬季，氣溫可能比2016年還高。中世紀溫暖時期則大略在13世紀或15世紀結束。而另一項根據海岸沉積岩岩芯中所堆積的Alkenone研究發現，海水平均溫度在820年天高、到了約990年時則降了下來。因此推出西日本並未出現明顯的中世紀溫暖期。

### 小冰期

在「氣溫隨降水日數增加而趨低」的前提下估算，京都冬季氣溫在11世紀至16世紀逐漸下降同時，夏季氣溫則至1360年代持續上升，直到16世紀才開始下降。根據海岸沉積岩岩芯的分析，恰好與小冰期的1440年至1730年左右重疊，西日本的低溫現象尤為顯著。而從諏訪湖的「御神渡」紀錄中，可推斷出16世紀初曾發生大幅度的寒冷化。此外，從相同紀錄中可知，15世紀至17世紀期間氣溫波動劇烈，而18世紀至19世紀期間氣溫波動則較小。同時根據江戶時代藩日誌的紀錄，19世紀前葉出現顯著的寒冷化現象；而根據現今東京都八王子市農家的天氣紀錄，亦證實1780年代及1830年代的夏季氣溫同樣偏低。日本這段小冰期的結束時期，根據江戶幕府的天文方及荷蘭人進行的氣象觀測結果，可推斷約在1840年代至1850年代之間，當時氣溫已與2013年左右大致相當，應可歸類為溫暖期。

### 小冰期後

日本國立環境研究所研究員永島達也表示，日本氣溫上升，除了都市熱島效應以外，還包括全球變暖、以及數十年來的自然大氣波動。

#### 氣溫

日本處於北半球中緯度地帶。由於這個地方的氣溫上升率高，因此日本的氣溫上升程度也高於世界平均。長期來看，日本的平均氣溫大約每百年上升1.21℃。計算方法是從1898年以來的所有觀測中，選擇都市化程度低的觀測站資料分析而來。就季節而言，在100年間，春季平均上升1.47 ℃、夏季1.11 ℃、秋季為1.20 ℃、而冬季則為1.13 ℃。

此外，無論是年平均、1月或8月，日最低氣溫的上升幅度都比日最高氣溫大。直到1940年代為止，氣溫大都相對較低；此後開始上升，約在1960年左右達到高溫；隨後直到1980年代中期為止，氣溫略為偏低。自1980年代後期起，氣溫急速上升，而顯著高溫的年份，則集中於1990年代之後。此外，根據用於計算日本平均氣溫的15個觀測點的平均數據，在1931年至2012年間，每10年平均而言，猛暑日增加了0.2天、熱帶夜增加了1.4天、冬日則減少了2.2天。

政府間氣候變化專門委員會為預測未來氣候，而在第五次評估報告中制定了代表性濃度路徑。依溫室氣體的高至低分別為RCP 8.0、 RCP 6.0、RCP 4.5、RCP 2.8等。根據報告，日本各區域的平均氣溫均將上升；但預測高緯度地區的升溫幅度，將略高於低緯度地區；且日最低氣溫的升溫幅度，將略高於日最高氣溫。在RCP 8.0情境下，日本的各區平均氣溫會增加3.4℃至5.4℃、夏季高溫增加約50天、冬季低溫減少約15天；而在RCP 2.8情境下，日本的各區平均氣溫會增加0.5 ℃~1.7 ℃、夏季高溫增加約10天、冬季低溫減少約5天。夏季高溫日數的增加在沖繩・奄美地區，冬季低溫日數的減少則在日本北部地區預計將特別顯著。

#### 永久凍土

在日本，已確認富士山、大雪山、立山等地有出現永久凍土。依據調查，富士山的永久凍土正在縮小，尤其在南側山頂附近，可能已經部分消失。一般認為是是因為冬季氣溫升高，導致結冰能力下降。

#### 生物季節觀測

由於日本四季分明，一般會以生物季節觀測估算年際間的天氣差異、預測長期氣候變化、並藉此理解天氣對生物的影響。這些數據也表明，日本的秋冬來得越來越晚，春季則來得越來越早。

櫻花平均開花時間自1950年至2005年提早了約5天。一般認為是出於氣溫呈上升趨勢所致。在開花前一年的夏季形成後，櫻花的花芽會立即休眠；當花芽在冬季經歷一段低溫刺激後，便會從休眠中甦醒。也就是日文稱的「休眠打破」。但在種子島或八丈島等原本氣候溫暖的地區，休眠打破難以運行；反而導致開花時間推遲，有時花朵甚至還未盛開便已凋謝。

據等人的研究指出：若全球暖化從2008年起，以氣象廳預測的步調持續發展至2050年，千葉縣、神奈川縣、南九州、南四國西部等地的櫻花將不再盛開，鹿兒島縣西部及種子島的櫻花也不會開花。到了2100年，靜岡縣與長崎縣部分地區亦將不再盛開。此外，根據Weathernews（ウェザーニューズ）的模擬結果，在2100年氣溫上升幅度最大的情境下，預測2110年東日本與西日本太平洋沿岸地區春季櫻花盛開的區域將大幅減少；北海道的開花時間則會提前約1個月；即使在平均情境下，2110年的開花時間也將提前10至15天。

楓屬的楓紅日自1953年至2004年間延後了15.6天，銀杏則延後了10.7天。這一般也認為是受全球暖化影響。且與10月的最低氣溫具有高度相關性。預測，若溫室氣體持續以2015年的速度增加，到2050年，京都市紅葉的最佳觀賞期將落在聖誕節前後。

#### 降水與降雪

日本降水量偏低年份，自1965年開始增加。降水量在1920年代中期之前及1950年代較為豐沛，但自1970年代起或近20至30年（以2017年為基準），年際變動趨於劇烈、預測未來波動幅度將持續擴大。不過，預測21世紀末的降水量將比20世紀末增加約5%，特別是日本北部地區預計會顯著增加。

根據AmeDAS觀測，在1976年至2016年間，每小時降雨量達50mm以上與80mm以上的次數，分別以每10年增加20次與2次的速度增長（每1000個觀測點為單位）。但由於AMeDAS的觀測期間較短，要判斷其與全球暖化的關聯，尚需累積未來的觀測數據。預測未來每小時降雨量50mm以上的短時間強降雨也將增加。在此情況下，多數地區日降水量低於1.0 mm或無降水的日數增加，而超過該數值的日數則減少；多數地區的無降水日數推測將持續增加。日降水量達100mm與200mm以上的日數皆顯著增加，其中日降水量100 mm以上每100年增加0.25日，200 mm以上則每100年增加0.04日。

降雪量方面，1962年至2013年間的年變動幅度大，但每10年，東日本日本海側減少12.3%、西日本日本海側減少14.5%，趨勢明顯減少。北日本日本海側則未見明顯變化。隨著氣溫與海水溫度上升，空氣中的水蒸氣量增加，北海道及本州部分內陸地區，降雪量與最大積雪深度將有所增加；但在多數地區，因氣溫上升導致降雪易轉為降雨，且即使積雪也較易融化，因此預期降水量與最大積雪深度會減少。

#### 都市化

以2006-2010年的平均值而言，在八月，城市地區的平均氣溫通常高於郊區，意味著日本都市存在城市熱島效應。但不同城市之間會存有顯著差異：中小城市的平均氣溫，百年來可能僅上升約1℃；宇都宮市或熊谷的上升幅度，則是中小城市的兩倍；而東京和名古屋等大城市，上升幅度更是中小城市的三倍以上。永島達也認為，城市熱島效應為大城市氣溫上升的主要原因；而熱島效應導致的氣溫上升，主要發生在冬季和夜間。就極端高溫天氣而言，雖然大分縣日田市和熊谷市等較小城市的氣溫上升幅度顯著，但也有大城市的氣溫上升幅度不大，日本西部許多地區夏季氣溫也顯著上升。