積乱雲が発達する環境要因として、以下が挙げられる。すべてが揃わなくとも、例えば下層の相当温位が非常に高いときには上空に寒気が無くても積乱雲が発達するような場合がある[16]。下層の相当温位が高いこと相当温位が高い(=暖かく湿った)大気が流れ込むことを暖湿流の流入という。相当温位が高いほど雲底高度が低くなり、冷気域の広がりが抑えられる働きによって、積乱雲の世代交代が通常よりも親雲に近いところで起き、雨雲の移動が抑制される傾向にある[16]。湿舌といって細長い舌の様な形をした相当温位の高い領域が現れることがあり、集中豪雨と関連があることが知られている。高度約3,000m(700hPa面)や約1,500m(850hPa面)における湿舌に限ると[27]対流活動が活発な領域を示しているに過ぎず、積乱雲が発達しやすい領域(集中豪雨が発生する可能性がある領域)はその南側に分布する。高度約500m(950hPa面)に限る場合は積乱雲の発達が始まる層で相当温位の高い領域を直接示しており、積乱雲が発達しやすい領域に重なる。日本付近では、高度約500mで相当温位355K以上の領域では集中豪雨が発生する可能性がある[16][28]。梅雨前線帯の集中豪雨の場合は、湿舌や下層ジェットが現れることが多い[29]。上空では高緯度からの寒気が移流することがあるほか、気圧の谷が通過した時に下層からの乾いた上昇気流により気温が低下したり、高渦位域(寒冷渦)が通過した時に気温が低下したりする[16]。下層に収束があること下層(地表から上空1,500m付近までの対流圏下部)に収束があることで、上昇流が発生し、積乱雲の発生・発達を促す。収束を発生させるのは、前線帯のほか、山脈などの地形による強制的な上昇流もがある[16]。