Kupovitá oblaka také nazýváme oblaka s vertikálním vývojem. Je to proto, že jejich vznik je bezprostředně vázán na vertikální pohyby v atmosféře, které nazýváme termickou konvekcí. Jiným způsobem kupovitá oblačnost nevzniká. Jak je to s jejím vývojem?

    Kupovitý oblak se nazývá cumulus. Má ovšem velkou řadu variant, typizovaných zejména podle vertikálního rozměru. Je to oblak s charakteristickým denním chodem výskytu, což je logické, protože odráží denní průběh termiky. Kupovitá oblaka se mohou vyskytovat i v noci, ale nemají svůj typický tvar a řadíme je spíše pod druh stratocumulus. Kumuly se objevují i v zimním období, zejména v horských oblastech, a také nad moři a oceány.

    Tvar oblaku nám ledacos napovídá o charakteru vertikálního i horizontálního proudění a částečně můžeme podle oblaku i určovat ráz počasí v následujících několika hodinách. Cumulus je vlastně zviditelněná část termického stoupavého proudu, protože vzniká tak, že teplejší vzduch v termice stoupá vzhůru a tím se dostává do tlakových hladin se stále nižším a nižším atmosférickým tlakem. Díky tomu se vystupující vzduch rozpíná a ochlazuje se. Relativní vlhkost uvnitř stoupavého proudu neustále vzrůstá a teplota vzduchu se pomalu přibližuje k teplotě rosného bodu. Jakmile se obě teploty ztotožní, nastává kondenzace vodní páry, tedy přeměna z jejího plynného stavu do stavu kapalného. Drobné kapičky tvoří právě oblak cumulus. Vzduch v termice dále stoupá a následné ochlazování znamená další kondenzaci vodní páry. Jak už víme, při kondenzaci se uvolňuje určité teplo, které nazýváme latentní, tedy skryté. Stoupá-li tedy termika pod oblakem, je vzduch tzv. nenasycený (někdy se ne zcela správně nazývá suchý) a jeho teplota při výstupu klesá zhruba o 1°C na každých 100 m výšky podle nenasycené adiabáty. Jakmile dojde ke kondenzaci páry, vznikne kupovitý oblak a hladina, v níž ke kondenzaci dochází, se nazývá konvektivní kondenzační hladina, KKH. Při dalším výstupu je již vzduch nasycený, někdy se nazývá vlhký a právě díky latentnímu teplu se ochlazuje jen o 0,6°C/100 m výšky.

    Vzduch stoupá tak dlouho, dokud mu na to stačí energie. Je-li stoupající vzduch teplejší, než okolní atmosféra, má termika přebytek energie, který je jejím hnacím motorem vzhůru. V okamžiku, kdy se okolní teplota začne rovnat teplotě stoupavého proudu, pozbývá termika svoji sílu stoupat výš. Když je potom při dalším výstupu teplota termického proudu nižší, než okolí, působí tento fakt jako brzda stoupavého proudu. Termika však ještě nějaký čas stoupá, neboť vyčerpává svůj přebytek energie, který získala v těch atmosférických vrstvách, kde byla její teplota vyšší, než teplota okolního prostředí. Obecně tak můžeme říci, že součet kladných energií nenasyceného a později nasyceného vzduchu se musí rovnat (podle zákona o zachování energie) hodnotě energie záporné, tedy ve vrstvě, kdy už je teplota termiky nižší, než teplota okolního prostředí.

    Z popisu je zřejmé, že vertikální rozsah termiky bude tím větší, čím bude vyšší energetický přebytek stoupavého proudu. Ten závisí na tzv. míře instability, kterou odhadujeme z vertikálního teplotního gradientu, tedy z průběhu teploty vzduchu podél vertikály. Čím strměji klesá teplota vzduchu s výškou, tím je větší míra instability, tím rychlejší můžeme očekávat stoupavé proudy a ty pak budou mít rovněž vyšší dostup a vertikální rozměr. Horní hranice celé konvektivní vrstvy je samozřejmě také horní hranicí vrcholů kupovitých oblaků, avšak výška jejich základny je závislá nikoliv na míře instability (to bychom pak velmi snadno odhadovali rychlost termiky podle výšky základny kupovitých oblaků), ale hlavně na vlhkosti vzduchu. Ta se v průběhu dne mění, protože zrána bývá vzduch více vlhký a přes den se pak vlivem slunečního tepla vysušuje. Proto jsou v časných ranních hodinách, pokud už kupovitá oblačnost vzniká, její základny nízko, ale v průběhu dne se KKH zvyšuje, jak se vzduch vysušuje. Pokud nenastává výrazná změna synoptické situace, zůstává obvykle horní hranice konvektivní vrstvy zhruba ve stejné výšce, takže se během dne zmenšuje vertikální rozměr kupovitých oblaků. Ne vždy to však tak musí být. Jestliže je velká míra instability a termika nabývá v průběhu dne stále větší energii dodávanou od stále více hřejícího slunce, a zároveň je zadržující vrstva v podobě výškové teplotní inverze slabá, často dochází k tomu, že termický stoupavý proud tuto zádržnou vrstvu prorazí a pokračuje ve stoupání dál až do vysokých hladin troposféry anebo i do stratosféry. Tak se utváří vertikálně značně rozsáhlá bouřková oblačnost.

    Když je zádržná vrstva dostatečně mocná na to, aby přes sebe nepropustila stoupavé proudy, probíhá běžně známý denní vývoj kupovitých oblaků: Ráno, nejčastěji několik málo hodin po východu slunce, se objevují první oblaky. Nemají ještě nějakou výraznější strukturu, teprve později se formují do tvarů kup. Prvně se objevují nad kopcovitou krajinou, nad místy, která dobře absorbují první dopolední tepelné záření - nad tmavými lesy na jihovýchodních svazích hor a kopců, nad osluněnými městy, nad návětřím horských hřebenů. Termika je v tu dobu pro nás ještě nepoužitelná, protože většina půdního povrchu je prochlazená z nočních hodin, stíny hor a dalších terénních překážek jsou dlouhé a prozatím znemožňují nějaké prohřívání. Kupovitá oblaka se objevují nízko a ukazují nám směr větru ve výšce několika set metrů nad zemí. Jestliže kupovitá oblačnost rychle přibývá a během několika desítek minut zakryje více než 75% oblohy, můžeme skoro s jistotou počítat s přeháňkami, zvlášť jsou-li oblaka tmavá a těžká. To totiž znamená, že atmosféra obsahuje vysoké množství vlhkosti. Ta se v pozdějších hodinách projeví nejenom přeháňkami, ale také poměrně rozsáhlými oblastmi, v nichž se kupy oblaků budou rozlévat do široké vrstvy stratokumulů, kterým plachtaři říkají "deka".

    Takovéto počasí nenastane jedině tehdy, když se nad naše území velmi rychle rozšiřuje oblast vysokého tlaku vzduchu, který je současně velmi suchý. Může to být například po přechodu studené fronty od severu, když se za ní do střední Evropy nasouvá výrazná tlaková výše ze Skandinávie; kolem ní k nám proudí v létě od severovýchodu vzduch, pocházející hluboko z euroasijského kontinentu, tedy dosti suchý. I když třeba v noci v souvislosti s přechodem studené fronty pršelo a jak půda, tak vzduch je dostatečně zásobený vlhkostí, objeví se ráno bohatá kupovitá oblačnost, která však už v průběhu dopoledne proti všem předpokladům ranního pozorování oblohy slábne, ubývá jí a nakonec nejsou žádné přeháňky, ba odpoledne nastává zcela jasné počasí.

    Základna aktivního kumulu je mírně prohnutá dovnitř. Je to docela dobře pozorovatelné při pohledu zboku na oblak nebo při letu těsně pod ním, když letíme zjevně ještě pod základnou, ale horizont kolem sebe už je zakrytý šedí oblaku. Proč tomu tak je? Známe přece strukturu stoupavého proudu: ten má svůj střed, neboli jádro, které stoupá největší rychlostí, protože obsahuje nejteplejší vzduch s největším přebytkem energie. Však se i při kroužení v termice snažíme ustředit co nejblíže tomuto jádru, abychom stoupali také co nejrychleji. Protože jádro obsahuje nejteplejší vzduch, je v něm menší relativní vlhkost, než při okrajích termiky a proto také dochází v centru stoupavého proudu ke kondenzaci ve vyšší hladině, než při jeho okrajích. Což se pak projeví základnou kumulu, prohnutou dovnitř. Z toho vyplývá, že čím více je základna prohnutá, tím větší jsou rozdíly mezi středem a okrajem termiky a z toho můžeme odvodit další praktické zkušenosti - například můžeme očekávat poměrně turbulentní proudění v takové termice, díky větším disproporcím v rychlosti stoupání vzduchu mezi okrajem a středem termiky. Ale také nám to naznačuje, že stoupavý proud je v tu chvíli v maximu své aktivity, že je pro nás dobře využitelný. Základna i obrysy kupovitého mraku jsou v takových případech zpravidla ostřeji vyjádřené, oblak je přesně zformovaný. Čím více je vertikálně vyvinutý, tím silnější je pod ním i v něm stoupavý proud.

    Kdybychom si našli čas a pozorovali letní denní oblohu s vývojem kupovitých oblaků, povšimli bychom si jednak toho, že oblaka vznikají v pravidelných intervalech nad týmiž místy a také toho, že nad některými z těchto míst se rozvíjejí do větší výšky. Pokud je totiž některý terén termicky více aktivní, tvoří se nad ním permanentně větší zásoba více prohřátého vzduchu s větší zásobou energie. Ta se pak projeví v tom, že nad tímto místem se formuje pravidelný a silný stoupavý proud a k němu odpovídající kupovitý oblak. Takovéto pozoruhodnosti můžeme často sledovat v severozápadních Čechách, kde je v krajině několik tepelných elektráren, nad nimiž je stoupavý proud skoro vždycky. Nad okolní krajinou se kupříkladu oblaka s vertikálním vývojem téměř netvoří anebo jsou jen plochá, ale nad elektrárnami je jejich vývoj daleko větší.

    Vertikálně mohutné oblaky cumulus congestus mohou přerůst do stadia bouřkového kumulonimbu a při létání za takového počasí je potřeba dávat pozor, zejména jsme-li pod základnou a nevidíme, jak se oblak nad námi vyvíjí. Ne vždy se však Cu cong vyvíjí do stadia Cb a tehdy je vynikající plachtařské počasí. Stoupavé proudy dosahují v podmínkách české krajiny pod oblaky Cu cong běžně rychlostí 4 - 8 m/s, i když i pod poměrně běžným Cu mediocris (středního vertikálního rozsahu) můžeme najít stoupání až 9 m/s.

    Při dosti suchém vzduchu, kdy se první kumuly na obloze objevují až v pozdějších dopoledních hodinách, se tato oblačnost v dalším průběhu dne rozvine jen málo. Výška základny po poledni rychle vzrůstá a když se přiblíží k hladině vršků kupovité oblačnosti, kumuly z oblohy postupně zmizí. Termika většinou pracuje dál, ale je to tzv. čistá termika, tedy neprovázená kupovitými oblaky. Rychlosti stoupavých proudů jsou v této situaci slabší, kolem 1 - 3 m/s. Jedním z důvodů je to, že při vlhčím vzduchu a instabilním ovzduší je velká část konvektivní vrstvy vyplněna kupovitými oblaky, v nichž díky uvolňování latentního tepla dochází k dodatečnému doplňování energie pro pohyb stoupavého proudu, jakési "tankování za letu," a stoupavý proud po přechodu nad KKH v oblaku poněkud zesiluje. Zvýšený odtok stoupajícího vzduchu vlastně termiku ještě více podporuje. K tomu však nedochází, když při termice chybí oblačnost. Jsou tu i další důvody - u nás nastává bezoblačná termika v situacích, kdy k nám proudí vzduch od východu nebo severovýchodu, jenž bývá málokdy dostatečně instabilní. Dalším důvodem je, že při bezoblačné termice není zemský povrch zastíněn oblaky a jeho teplotní kontrasty nejsou proto tak velké, jako když je část povrchu ve stínu mraků a část je prudce zahřívána letním sluncem.

    Při tvaru kupovitých oblaků, připomínajícím spíše vrstevnaté stratokumuly a při jejich nejasných obrysech nečekejme od termiky žádné zázraky. Vzduch je ve vrstvě, v níž se oblaka nacházejí, dost vlhký a i při slabých stoupavých proudech se vzniklé oblaky špatně odpařují, neboli setrvávají na obloze dlouho a stíní zemský povrch. Vůbec, dlouhá životnost malého kumuliformního oblaku, to není dobré znamení. Kupovitý oblak musí existovat dobu, přiměřenou jeho velikosti: plochý kumulus několik minut, Cu mediocris několik málo desítek minut (10 až 20), Cu congestus do jedné hodiny a Cb několik hodin. Pokud je na obloze velké množství plochých nevýrazných kumulů, které tam setrvávají dlouhé desítky minut bez pozorovatelné změny, asi se toho v atmosféře moc neděje a my bychom neměli počítat s efektivním využitím termiky pro přelet. Naopak, jestliže malý kupovitý oblak vznikne a za malou chvíli prodělá veškerý vývoj a rychle se zase rozpustí, můžeme si být jisti, že atmosféra pulsuje a termika pracuje tak, jak potřebujeme pro bezmotorové létání.