日本の気候
日本での最終氷期の開始時期は、12万年前(1986年基準)ころだと考えられており、これはスギ属の花粉が南東北以南の低地で増加する時期に基づいたものである。気温はおおむね1975年時点より8 °C低かった。具体的には2015年時点の秋田県南部と当時の九州南端がほぼ同じ気候だったことが、タブノキの分布北限からわかる。最終氷期の前半の木曽山脈の氷河をもとにした亜氷期には約5万年前を中心とする中御所谷1期と約4万年前(いずれも1983年基準)を中心とする中御所谷2期とがあり、スギ属の化石が連続して出現することからこの時期の気候は湿潤だったと考えられている。この2つの亜氷期の間には花粉の変化がこれらの国よりも大きかったことからギリシアやフランスよりも顕著だと考えられている、南東北以南の低地でブナ属・コナラ亜属の花粉がスギ属のそれと同じように多く出現することに特徴づけられる亜間氷期がみられたが、ブナ属は積雪に適応した属であることから積雪量は多かったとみられ、亜間氷期は4.1万年前(1986年基準)には不安定となり、その後3.3万年前(同)には乾燥・低温が顕著になって次の亜氷期に突入したことが、スギの分布の縮小から判明している。そして最終氷期最盛期に入るわけだが、日本におけるその時期は、福井県の三方湖において、ツガ属・トウヒ属・五葉マツ亜属の花粉が増加した2.3万年前から2.0万年前の間、もしくはやはりツガ属の花粉が急増し、スギ属の花粉がほぼなくなった1.
日本には、富士山 や大雪山、立山などに永久凍土が存在する。しかし、富士山の永久凍土は縮小しており、特に富士山の南側では2009年に山頂付近でも部分的に消失していることが確認されている。永久凍土の縮小は、冬季に、気温の上昇により凍らせる能力が低下したためだと考えられる。
日本の年平均気温は、ヒプシサーマルの時期、2015年時点より2 °Cほど高かったとみられ、海面も上昇した(縄文海進)。有孔虫の酸素の同位体比からの推定では、房総沖の太平洋、日本海とも、9500年ほど前には高温になり、9000年ほど前(いずれも2004年基準)には低温になった。スギ属、ツバキ属、シキミ属の花粉が増加していることから、8500から8000年前(1982年基準)には本格的な湿潤気候となり、気候も海洋性になったと分かり、この原因は海面上昇により、対馬海流が容易に日本海に進入できるようになったことである。房総沖の太平洋の海水温は6000年前から5000年前(いずれも2004年基準)にかけて高くなり、日本海の海水温は6500年前(同)以降高くなったことが、有孔虫の酸素の同位体比から判明している。
梅雨明けと共に日本の真夏は始まる。大暑(7月23日頃)の頃には日本の大部分は梅雨明けし、本格的な夏の暑さを迎える。梅雨明けの直後は、梅雨明け十日といい、太平洋高気圧の勢力が強く気圧配置が安定しているので穏やかな晴天が続くことが多く、夕立も発生しにくいので、レジャーには最適だという意見もある。これは、梅雨前線を押し上げた小笠原高気圧の強い状態が、小笠原高気圧の活動の強弱の周期、つまり10日くらい続くためである。
日本列島に張り出してくる小笠原高気圧から暖かく湿った空気が日本列島に入り、気圧の差が小さく、等圧線風の間隔が広いために風も弱いので非常に蒸し暑くなる。風が弱い上に湿度が高いため、体感温度は熱帯地方を上回るほどである。さらに、高い湿度が局地的に積乱雲を発生させ、雷を伴い激しく雨が降る夕立が起こりやすい。夏の強い日射で暖まった地上付近の湿った空気が強い上昇気流で上昇し雲となり、上空まで達する積乱雲を作るのである。
1年中降水量が少ないのは中央高地型と同じだが、こちらは冬でも比較的温暖であり、香川県荘内半島には無霜地帯がある。降水量が少ないのは、夏・冬ともに季節風によって運ばれてくる海からの湿った空気が山脈にぶつかって上昇した際に降雨や降雪によって水分を減らし、比較的乾燥した空気が山脈から流れ下ってくるためで、降水量は1000 mmから1400 mm程度と、太平洋側・日本海側のいずれと比べてもはるかに少ない。しかし、瀬戸内海では3月から6月にかけて移流霧と呼ばれる霧の発生が多くなる。そもそも、冬から夏にかけて、海水温は気温より遅れて上昇するので、暖かく湿った空気が冷たい海水により冷やされることに加え、陸地に囲まれていて湿気が溜まりやすいという条件も重なり、気温が水温より高い時期に霧が発生しやすいのである。また、盛夏期、沿岸部では夕凪による無風で耐え難い暑さになる瀬戸の夕凪という現象が起こる。一方で、奈良県の大和盆地や大和高原は内陸性気候で、日較差や年較差が大きい。