Analiza zagrożenia w metanowego oraz stanu wentylacji w rejonie prowadzonych robót likwidacyjnych w ścianie 1 w pokładzie 506 w partii E na poziomie 1030m w Kompani Węglowej S.A. Oddział KWK „Halemba” w Rudzie Śląskiej

Klimat i obliczeniowe parametry powietrza

zewnętrznego

Występujące na świecie zmiany temperatury, wilgotności i

prędkości oraz kierunku wiatru mają kilka przyczyn, a ich
zintegrowane działanie tworzy klimat danego regionu.

Po pierwsze jest to sezonowa zmiana warunków

klimatycznych zależna od szerokości geograficznej,
spowodowana tym, że oś obrotu kuli ziemskiej jest
nachylona pod kątem około 23,5° w stosunku do osi obrotu
dookoła Słońca.

A zatem ilość energii słonecznej docierającej do danego

miejsca na powierzchni Ziemi zmienia się w ciągu roku.
Położenie geograficzne danego obszaru jest drugim
czynnikiem powodującym odmianę klimatu w granicach
narzuconych przez zmiany sezonowe.

Klimat i obliczeniowe parametry powietrza

zewnętrznego

• Położenie geograficzne danego miejsca określa więc, ile energii

słonecznej dociera na Ziemię, ile z tej ilości jest zakumulowane, a
ile może być łatwo przekazane do atmosfery.

• Atmosfera jest względnie przezroczysta dla strumienia energii

promieniowania słonecznego (zwanego nasłonecznieniem), lecz
masy lądu, które odbierają energię, są dla niej nieprzezroczyste i
dość dobrze ją absorbują chociaż wiele zależy tu od zdolności
odbijania powierzchni.

• Oznacza to, że energia cieplna Słońca ogrzewa te powierzchnie

lądu, na które pada. Część tej energii przenika w głąb skorupy
ziemskiej i jest zakumulowana w jej górnych warstwach, część
energii jest unoszona do atmosfery, a część jest
wypromieniowywana ponownie w przestrzeń kosmiczną, lecz
przy większej długości fal (około 10 μm ), gdyż średnia
temperatura powierzchni Ziemi jest znacznie niższa od
temperatury Słońca.

Klimat i obliczeniowe parametry powietrza

zewnętrznego

Cztery piąte powierzchni kuli ziemskiej stanowią morza i oceany, a woda

zachowuje się w inny sposób w stosunku do promieniowania
słonecznego.

Woda jest częściowo przezroczysta dla promieniowania cieplnego; dlatego

energia cieplna jest pochłaniana przez wodę na pewnej głębokości.
Stąd między innymi temperatura powierzchni wody nie osiąga tak
wysokiej wartości w ciągu dnia.

Natomiast w nocy ląd traci ciepło do atmosfery szybciej, ponieważ mniej

ciepła zostało zmagazynowane w płytkiej górnej warstwie ziemi niż w
głębszych warstwach wody.

W wyniku tego zjawiska w nocy temperatura powierzchni lądu jest niższa

od temperatury powierzchni wody.

W miejscowościach położonych w środku dużych lądów roczne zmiany

temperatury są większe niż na wyspach leżących na otwartym morzu.
Wobec tego lokalny klimat na tej samej szerokości geograficznej może
być bardzo różny.

Klimat i obliczeniowe parametry powietrza

zewnętrznego

Aby się o tym przekonać, wystarczy tylko porównać umiarkowany

klimat w różnych porach roku występujący na Wyspach
Brytyjskich

ekstremalnymi

warunkami

klimatycznymi

występującymi w Azji Środkowej lub północnej Kanadzie, leżących
na tej samej szerokości geograficznej.

Wymiana energii promieniowania omówiona wyżej, która jest

przyczyną różnic między klimatem morskim a kontynentalnym,
bywa często zakłócana przez zachmurzenie nieba.

Pokrywa chmur działa jak zapora izolacyjna między Ziemią i jej

otoczeniem; nie tylko odbija ona z powrotem do przestrzeni
kosmicznej pewną część energii promieniowania słonecznego
padającego

nią,

lecz

także

zatrzymuje

przepływ

promieniowania podczerwonego o małej częstotliwości, które
emituje Ziemia.

Łańcuchy górskie mają także pewien wpływ na przedstawiony wyżej

uproszczony obraz bilansu promieniowania

Klimat i obliczeniowe parametry powietrza

zewnętrznego

Skutkiem nierównomiernego ogrzewania lądu i morza jest ruch

powietrza.

W wyniku ruchu powietrza w atmosferze powstaje adiabatyczne

rozprężanie i sprężanie, którego konsekwencjami są spadki i przyrosty
temperatury powietrza.

Te zmiany temperatury mogą z kolei spowodować formowanie się chmur,

gdy zostaną osiągnięte wartości temperatury niższe od punktu rosy.

Jednym z ogólnych, wyraźnych aspektów bilansu promieniowania

cieplnego  jest  oddziaływanie  na  pogodę  i  tworzenie  stałych
osobliwości w ruchu powietrza, takich jak pasy ciszy i pasaty. Faktem
jest,  że  na  obszarach  o  szerokościach  geograficznych  większych  od
40°  Ziemia  oddaje  przez  promieniowanie  do  przestrzeni  kosmicznej
więcej  ciepła,  niż  otrzymuje  od  Słońca.  Natomiast  dla  szerokości
mniejszych od 40° jest odwrotnie.

W wyniku tego obszary położone na mniejszych szerokościach

geograficznych są ogrzewane, a na większych ochładzane. Tworzą się
więc prądy cieplne płynące od regionów równikowych i odpowiadające
im,  lecz  w  kierunku  przeciwnym,  z  regionów  większych  szerokości
geograficznych.  Model  taki  byłby  słuszny  dla  atmosfery  w  warunkach
idealnych, lecz w rzeczywistości Ziemia obraca się. W wyniku działania
tego  i  innych  czynników  przebieg  zjawisk  jest  dość  powikłany  i  wciąż
jeszcze nie w pełni zrozumiały.

Wiatry

Czynniki, które współdziałając, tworzą ogólny układ kierunków wiatrów

nad kulą ziemską. Ten układ jest następnie zakłócany przez wpływy
lokalne, takie jak bliskość morza i lądu, istnienie gór i inne.

Do trzech ogólnych czynników wpływających na powstawanie wiatrów

należą:

• nierównomierne ogrzewanie lądu i morza;
• odchylenie kierunku wiatru na skutek sił powstających przy obrocie

Ziemi dookoła swej osi;

• prawo zachowania momentu pędu - czynnik występujący w związku z

tym, że liniowa prędkość powietrza na małych szerokościach
geograficznych jest mniejsza niż na większych.

Ogólny obraz rozprzestrzeniania się wiatru jest następujący. W regionie

równikowym  pogoda  jest  jednolita;  strefa  gorąca  jest  obszarem  o
bardzo  słabych  i  zmiennych  wiatrach  z  częstymi  okresami  spokoju,
zachmurzeniem  oraz  gwałtownymi  burzami  z  grzmotami.  Te  słabe  i
zmienne  wiatry  nazywane  są  „pasami  ciszy".  Poniżej  i  powyżej  strefy
ciszy, aż  do 30° szerokości północnej i południowej, występują pasaty,
które  wiej  ą  dość  jednostajnie,  przerywane  od  czasu  do  czasu  przez
sztormy. Bryzy z lądu lub morza także oddziałują na ich zachowanie.

Wiatry

Na obszarach powyżej 30° szerokości geograficznej, aż do regionów

podbiegunowych,  wieją  wiatry  zachodnie.  Są  one  skutkiem  trzech  wyżej
wymienionych  czynników,  lecz  także  duży  wpływ  mają  rozszerzające  się
regiony  niskich  ciśnień  nazywane  cyklonami,  które  tworzą  sztormy  o
charakterze znanym w strefach umiarkowanych.

Niż baryczny powoduje to, że trudno jest przewidywać pogodę, chyba że

dotyczy to obszaru leżącego w głębi lądu.

W klimacie umiarkowanym na obszarach wysp o nierównej linii brzegowej, tak

jak to jest w północno-zachodniej Europie, niż baryczny jest regułą i
długoterminowe prognozy pogody trudne są do opracowania. Sytuacja ta jest
jeszcze bardziej skomplikowana przez wpływ ciepłych i zimnych prądów
morskich.

We wszystkich omówionych przypadkach mogą być wyjątki. Dość ważne lokalne

zjawisko występuje przy linii brzegów morskich, gdzie lądowe i morskie bryzy
są skutkiem nierównomiernego nagrzewania lądu i morza. W dzień powietrze
unosi  się  nad  gorącym  lądem,  a  zimne  powietrze  napływa  znad  morza,
zajmując  jego  miejsce  w  miarę  upływu  dnia.  W  nocy  gwałtownie  ostudzony
ląd  chłodzi  powietrze  znajdujące  się  w  pobliżu  jego  powierzchni,  wtedy
przesuwa  się  ono  w  kierunku  morza,  zajmując  miejsce  cieplejszego
powietrza, które unosi się w górę. Zjawisko to daje w rezultacie uśrednienie
temperatury przybrzeżnych warstw powietrza. Dobowe wahania temperatury
powietrza (wg termometru suchego) są mniejsze w pobliżu brzegu morza niż
dalej w głębi lądu.

Wiatry

Sezonowe wahania temperatury (tak jak i wahania dobowe) są większe nad częścią

środkową dużych obszarów lądowych. W wyniku tego występują sezonowe wiatry
nazywane  monsunami,  wiejące  od  morza  do  lądu  latem,  a  w  kierunku  z  lądu  do
morza  zimą.  Różne  rodzaje  monsunów  występują  w  Indiach,  Azji  i  Chinach.
Tornada,  których  pochodzenie  jest  nierozpoznane,  stanowią  przykład  wiatrów  o
największych  spotykanych  prędkościach.  Są  one  wirami  o  szerokości  kilkuset
metrów,  poruszającymi  się  po  określonej  drodze.  Mogą  zdarzyć  się  w  każdym
miejscu  na  świecie,  ale  na  szczęście  zwykle  występują  tylko  na  pewnych
obszarach.  Są  one  gwałtowne,  lecz  trwają  krótko.  Prędkości  wiatru  dochodzą  do
480 km/h lub więcej, a ciśnienia w osi wiru osiągają bardzo niskie wartości - około
800 hPa.

Na dużych wzniesieniach z powodu stosunkowo małej ilości cząsteczek kurzu i

obniżonej ilości pary wodnej w atmosferze w okresie nocy promieniowanie cieplne
w przestrzeń nie jest niczym zahamowane. W konsekwencji w nocy powierzchnia
ziemi  na  terenach  wyżynnych  ochładza  się  dużo  szybciej  niż  na  terenach
położonych niżej. Powietrze, stykając się z chłodniejszą powierzchnią, ochładza się
(a  zatem  rośnie  jego  gęstość)  i  zsuwa  się  w  dół  po  zboczach  góry  na  teren
położony  niżej,  gdzie  ujawnia  się  w  postaci  łagodnego  wiatru,  nazywanego
wiatrem katabatycznym albo zstępnym.

Są liczne przykłady takich wiatrów, a typowym przypadkiem jest mistral - wiatr

katabatyczny wiejący w kierunku Morza Śródziemnego z wyżyn południowej i
wschodniej Francji.

Powstawanie rosy

Po zapadnięciu nocy temperatura powierzchni ziemi obniża się w wyniku strat

ciepła  przez  promieniowanie.  Obniża  się  również  temperatura  powietrza
stykającego  się  z  ziemią,  przy  czym  ciepło  wymieniane  jest  między  nimi  na
drodze  konwekcji.  W  końcu  temperatura  ziemi  spada  poniżej  punktu  rosy  i
rozpoczyna się skraplanie pary wodnej z powietrza.

Chociaż intensywność strat ciepła z powierzchni ciał stałych jest w przybliżeniu

stała  i  zależna  od  temperatury  powierzchni  w  czwartej  potędze,  to  nie
wszystkie  przedmioty  stygną  z  taką  samą  szybkością.  Duża  ilość  ciepła  jest
zakumulowana w wyższych warstwach ziemi, a ciepło przepływa na zewnątrz
do  powierzchni,  aby  uzupełnić  jej  straty  ciepła.  Tak  więc  temperatura
dobrych  przewodników  ciepła  pozostających  w  kontakcie  cieplnym  z  ziemią
będzie  spadała  prawie  tak  samo  szybko  jak  temperatura  powierzchni  ziemi
znajdującej się w pobliżu.

Natomiast złe przewodniki ciepła lub przedmioty zaizolowane nie będą pobierały

ciepła z ziemi w takiej ilości, aby pokryć straty ciepła przez promieniowanie.
W rezultacie ich temperatura będzie obniżać się szybciej, a rosa będzie
powstawać najpierw na takich właśnie przedmiotach.

Przykładami tych dwóch grup materiałów są: skały, które są dobrymi

przewodnikami ciepła i dokładnie stykają się z ziemią, oraz murawa, która
jest słabym przewodnikiem. A zatem rosa pojawia się na trawie wcześniej niż
na skałach.

Mgły i zamglenia

Aby nastąpiło skraplanie pary wodnej w atmosferze, niezbędna jest obecność

małych cząstek ciała stałego.

Nazywane są one ośrodkami skraplania. Jednak ośrodkiem skraplania nie może być

każda mała cząsteczka ciała stałego; jest pożądane, aby cząsteczka ta miała
pewne powinowactwo w stosunku do wody.

Materiały higroskopijne, takie jak sól kuchenna i dwutlenek siarki, mają właśnie

wpływ na rozpoczęcie procesu skraplania.

Według obecnej opinii produkty spalania odgrywają ważną rolę w dostarczaniu

ośrodków  skraplania,  a  ich  wymiary  i  liczba  są  bardzo  różne.  Ponad  obszarami
uprzemysłowionymi  może  występować  kilka  milionów  ośrodków  skraplania  w
centymetrze  sześciennym  powietrza,  podczas  gdy  nad  morzem  ich  stężenie
może być dużo niższe - kilkaset w centymetrze sześciennym.

Ośrodki skraplania przyczyniają się do powstawania opadów deszczu oraz mgły,

lecz warunkiem powstawania mgły jest ochłodzenie wilgotnego powietrza.
Występują dwa rodzaje mgły:

napływająca

, która się formuje z wilgotnej

morskiej bryzy wiejącej nad zimniejszą powierzchnią lądu, i mgła powstająca w
wyniku

promieniowania cieplnego

. Mgła ta powstaje wówczas, gdy wilgotne

powietrze  jest  ochłodzone  w  wyniku  zetknięcia  z  ziemią  oziębioną w  rezultacie
strat  ciepła  przez  promieniowanie  do  odsłoniętego  nieba.  Pokrywa  chmur
zmniejsza  takie  straty  ciepła  i  hamując  obniżanie  temperatury  powierzchni  -
utrudnia  tworzenie  się  mgły.  Istotne  znaczenie  ma  również  ruch  powietrza;
najmniejszy  nawet  wiatr  rozpędza  mgłę  dość  szybko.  Mgła  ma  tendencję  do
występowania  w  pobliżu  stref  uprzemysłowionych  ze  względu  na  lokalną
atmosferę bogatą w ośrodki skraplania.

Mgły i zamglenia

W tym przypadku bezruch powietrza sprzyja utrzymywaniu się koncentracji

tych  cząsteczek.  Ponadto  ich  rozpraszanie  jest  utrudnione  przez
zjawisko  inwersji,  polegające  na  wzroście  temperatury  powietrza  ze
wzrostem  wysokości  (zamiast  na  odwrót).  Hamuje  to  unoszenie  się
ciepłego  powietrza  i  stwarza  sprzyjające  warunki  do  utrzymywania  się
produktów  spalania  i  mgły,  gdy  inne  czynniki  nie  przeciwdziałają  temu
zjawisku.

Długofalowe promieniowanie cieplne, I

, skierowane ku niebu w nocy

może być traktowane jako promieniowanie w kierunku ciała czarnego o
temperaturze absolutnego zera. Jest ono modyfikowane za pomocą
współczynnika poprawkowego uwzględniającego zmiany pochłaniania
przez parę wodną w niższych warstwach atmosfery. Zmienia się wraz ze
stopniem zachmurzenia i powierzchnią nieba widzianą z powierzchni.

Deszcz

Występujące prądy powietrza poddawane są procesom adiabatycznego

rozprężania i ochładzania. Gradient temperatury powietrza,  który wtedy
występuje, wynosi około 1 K na każde 100 m przyrostu wysokości n.p.m.
Porównując  to  z  normalnym  obniżaniem  temperatury  powietrza,
wynoszącym  0,6  K  na  każde  100  m,  można  zauważyć,  że  po
odpowiednim  czasie  wznoszące  się  powietrze,  które  na  początku  miało
być  może  temperaturę  wyższą  od  temperatury  otaczającego  powietrza,
w końcu ma temperaturę niższą od jego otoczenia. W tym miejscu ustaje
ruch powietrza ku górze.

Jeśli w czasie procesu chłodzenia adiabatycznego temperatura

wznoszącego się powietrza spadała poniżej punktu rosy, to w obecności
odpowiednich  ośrodków  skraplania  będzie  następowało  skraplanie  pary
wodnej.  Powstające  kropelki  wody  będą  miały  tendencję  do  opadania
pod  wpływem  siły  ciążenia,  lecz  prędkość  opadania  będzie  hamowana
oporem tarcia między kropelkami a wznoszącymi się prądami powietrza.

To, czy z chmury, która utworzyła się na skutek skraplania pary wodnej,

będzie deszcz czy nie, zależy od wypadkowej dwóch sił:

siły ciężkości

skierowanej w dół i siły oporu tarcia skierowanej w górę.

Prędkość, z jaką

spadają krople deszczu, zależy od wymiarów powstających kropli.

Dobowe wahania temperatury powietrza

• Energia słoneczna jest źródłem ciepła dla atmosfery. Dlatego bilans wymiany

ciepła przez promieniowanie między Ziemią i j ej otoczeniem, powodujący
zmiany temperatury powietrza, musi zmieniać się zgodnie z położeniem
Słońca na niebie.

A zatem wahania temperatury powietrza są funkcją czasu.

• Powierzchnia Ziemi jest najzimniejsza tuż przed samym świtem.

Jeżeli nie

ma powłoki chmur, to przy bezchmurnym niebie istnieją sprzyjające warunki
do strat ciepła w ciągu całej nocy. Ze względu na to uważa się zwykle, że
najniższa temperatura powietrza występuje około jednej godziny przed
wschodem Słońca.

• Gdy tylko Słońce wzejdzie, to jego promieniowanie zaczyna ogrzewać

powierzchnię  Ziemi.  Wówczas  temperatura  Ziemi  wzrasta,  a  ciepło  jest
unoszone  z  jej  powierzchni  przez  warstwy  powietrza  leżące  tuż  nad  nią.
Następuje  w  ten  sposób  stopniowy  wzrost  temperatury  powietrza,  w  miarę
jak  Słońce  wznosi  się  na  niebie.  Przyrost  ten  utrzymuje  się  także  przez
pewien  krótki  czas  po  przejściu  Słońca  przez  zenit,  ponieważ  pewna  ilość
ciepła, które Ziemia uzyskała od Słońca przed południem, zakumulowanego
w  górnych  warstwach,  przepływa  w  górę  i  Ziemia  traci  je  wczesnym
popołudniem.

• Okazuje się zwykle, że najwyższa temperatura powietrza występuje około

godz. 14

lub 15

(wg czasu słonecznego). Rzeczywiście między godz. 13

a 17

nie należy spodziewać się bardzo dużych zmian temperatury.

Dobowe wahania temperatury powietrza

• Istnieje nieregularna zależność sinusoidalna między czasem słonecznym i

temperaturą powietrza (wg termometru suchego). Krzywa nie może być
całkowicie symetryczna, ponieważ czas między najniższą a najwyższą
temperaturą nie musi być koniecznie równy okresowi między najwyższą a
najniższą wartością funkcji.

• W czerwcu Słońce wschodzi około godz. 4

, a zachodzi około 20

Pora

najniższej temperatury występuje około godz. 3

a pora najwyższej

temperatury około godz. 15

. A więc czas wzrostu temperatury wynosi

około 12 godz. Ponieważ nocny okres nieograniczonego ochładzania trwa
tylko około 7 godz. (od godz. 20

do 3

), to krzywa zmienności

temperatury będzie bardziej rozciągnięta w czasie dnia niż w nocy.
Sytuacja odwrotna wystąpiłaby w grudniu.

• Jeśli założyć, że temperatura powietrza zewnętrznego t

zmienia się

sinusoidalnie w czasie Θ i że jej maksymalna wartość t

występuje o

godz. 15

czasu słonecznego, to można zapisać

gdzie D jest różnicą między średnimi wielkościami maksymalnych i
minimalnych wartości temperatury w cyklu dobowym

Pomiary meteorologiczne

Stacje pomiarów istotnych właściwości atmosfery są zakładane na całym świecie

przez krajowe instytucje meteorologiczne. Stacje nie są rozłożone
równomiernie na całej powierzchni Ziemi i dlatego liczba informacji o pewnych
obszarach jest duża, a o innych niewystarczająca.

Pomiary temperatury i wilgotności są wykonywane w ustawionych na otwartej

przestrzeni skrzynkach z żaluzjami. Żaluzje pozwalają na swobodną, naturalną
cyrkulację powietrza zewnętrznego wokół przyrządów, natomiast chronią je od
deszczu  i  promieniowania  słonecznego.  Ponieważ  ruch  powietrza  wokół
czujnika  dowolnego  termometru  mokrego  zainstalowanego  w  takiej
ekranowanej obudowie ma charakter naturalny, prędkość przepływu powietrza
będzie  za  mała  (<4,5  m/s),  aby  skutecznie  zmniejszyć  oddziaływanie
promieniowania  cieplnego,  dlatego  wskazania  ekranowanego  termometru
mokrego  będą  zawsze  o  około  0,5°C  wyższe  od  odczytanych  na  termometrze
mokrym.

W ekranowanych obudowach meteorologicznych codziennie są wykonywane

pomiary  najwyższej  i  najniższej  temperatury  powietrza  (wg  termometru
suchego). Dla danego roku oblicza się średnie wartości każdego miesiąca i tak
otrzymane  pary  wartości  zestawia  w  tablicach  dla  poszczególnych  miesięcy
każdego  roku.  Po  okresie  kilku  lat  może  być  obliczana  następna  wartość
średnia, co prowadzi do średniej dobowej temperatury maksymalnej i średniej
dobowej  temperatury  minimalnej  dla  każdego  miesiąca  i  poszczególnych
miejscowości.