В промышленности ионон, метил- и изометилиононы получают из цитраля , ирон - из метилцитраля (обычно в виде смесей изомеров). И. широко применяют в парфюмерии при создании композиций для духов и одеколонов, а также косметических отдушек. b-Ионон используют так же при производстве витамина А (см. Витамины ).
Ионообменники
Ионообме'нники,то же, что иониты .
Ионообменные смолы
Ионообме'нные смо'лы,синтетические высокомолекулярные (полимерные) органические иониты. В соответствии с общей классификацией ионитов И. с. делят на катионообменные (поликислоты), анионообменные (полиоснования) и амфотерные, или биполярные (полиамфолиты). Катионообменные смолы бывают сильно- и слабокислотные, анионообменные - сильно- и слабоосновные. Если носителями электрических зарядов молекулярного каркаса И. с. являются фиксированные ионы (функциональные, или ионогенные, группы) только одного типа, например сульфогруппы, то такие И. с. называются монофункциональными. Если же смолы содержат разнотипные ионогенные группы, они называются полифункциональными. По структурному признаку различают микропористые, или гелевидные, и макропористые И. с. Частицы гелевидных смол гомогенны; ионный обмен в системе гелевидная смола - раствор электролита возможен лишь благодаря диффузии обменивающихся ионов сквозь молекулярную сетку набухшего ионита. Макропористые смолы гетерогенны; их частицы имеют губчатую структуру, т. е. пронизаны системой сквозных пор, средний диаметр которых (от 200-300 до 1000-1200
) намного превышает размеры молекул растворителя и обменивающихся ионов. Раствор электролита свободно проникает по порам внутрь частиц таких И. с., что значительно облегчает ионный обмен, особенно в неводных средах.
И. с. можно рассматривать как нерастворимые полиэлектролиты . Поливалентный (многозарядный) ион, образующий структурный каркас И. с., практически неподвижен из-за огромной молекулярной массы. Этот ион-каркас, или ион-сетка, связывает малые подвижные ионы противоположного знака (противоионы), которые способны к эквивалентному обмену на ионы окружающего раствора. Свойства некоторых промышленных марок отечественных И. с. приведены в таблице. Средний размер частиц таких И. с. составляет 0,2-2,0 мм, насыпная масса 0,5-0,9 т/ м 3.
Получают И. с. полимеризацией , поликонденсацией или путём полимераналогичных превращений, так называемой химической обработкой полимера, не обладавшего до этого свойствами ионита. Среди промышленных И. с. широкое распространение получили смолы на основе сополимеров стирола и дивинилбензола. В их числе сильнокислотные катиониты, сильно- и слабоосновные аниониты. Основным сырьём для промышленного синтеза слабокислотных катионообменных смол служат акриловая и метакриловая кислоты и их эфиры. В больших количествах производят также И. с. на основе феноло-альдегидных полимеров, полиаминов и др. Направленный синтез И. с. позволяет создавать материалы с заданными технологическими характеристиками.
И. с. используют для обессоливания воды, извлечения и разделения редких элементов, очистки продуктов органического и неорганического синтеза и др. Подробнее см. Иониты .
Свойства некоторых промышленных марок отечественных ионообменных смол
| Марка | Статическая обменная ёмкость 1, мг-экв/г | Удельный объём 2, мл/г | Максимальная температура эксплуатации, °С | Основное сырьё |
| Сильнокислотные катионообменные смолы | ||||
| КУ-1 | 4,2-4,5 | 2,6-3,0 | 80 | Фенол, формальдегид |
| КУ-2 | 4,8-5,2 | 2,5-2,9 | 130 | Стирол, дивинилбензол |
| Слабокислотные катионообменные смолы | ||||
| КБ-2 | 10-11 | 2,6-3,0 | 100 | Акриловая кислота, дивинилбензол |
| КБ-4 | 8,5-10 | 2,6-3,0 | 100 | Метакриловая кислота, дивинилбензол |
| Сильноосновные анионообменные смолы | ||||
| АВ-16 | 8-9,5 | 3,6-4,2 | 90 | Полиамины, эпихлоргидрин, пиридин |
| АВ-17 | 3,5-4,2 | 2,5-3,0 | 50 | Стирол, дивинилбензол |
| Слабоосновные анионообменные смолы | ||||
| АН-2Ф | 8,5-10 | 2,5-3,2 | 50 | Полиамины, фенол |
| АН-18 | 3,5-5 | 2,0-2,5 | 60 | Стирол, дивинилбензол |
| ЭДЭ-10П | 8,5-9,5 | 2,6-3,2 | 45 | Полиамины, эпихлоргидрин |
1Выражена числом миллиграмм-эквивалентов ионов, поглощаемых 1 гсухой смолы при контакте со стандартным раствором гидроокиси натрия (для катионообменных смол) или соляной кислоты (для анионообменных смол). 2Объём, занимаемый 1 гнабухшей в воде смолы.
Лит.см. при статьях Иониты , Ионный обмен .
Л. А. Шиц.
Ионосфера
Ионосфе'ра(от ионы и греч. sphбira - шар), ионизированная часть верхней атмосферы; расположена выше 50 км. Верхней границей И. является внешняя часть магнитосферы Земли . И. представляет собой природное образование разреженной слабоионизированной плазмы, находящейся в магнитном поле Земли и обладающей благодаря своей высокой электропроводности специфическими свойствами, определяющими характер распространений в ней радиоволн и различных возмущении (подробнее см. Плазма , Распространение радиоволн ). Только благодаря И. возможен такой простой и удобный вид связи на дальние расстояния, как радиосвязь.
Первые предположения о существовании высоко над Землёй электропроводящего слоя высказывались в связи с исследованием магнитного поля Земли и атмосферного электричества (К. Гаусс, 1839; У. Томсон , 1860; Б. Стюарт, 1878). Вскоре после открытия А. С. Поповым радио (1895) А. Кеннелли в США и О. Хевисайд в Великобритании почти одновременно (в 1902) высказали предположение, что распространение радиоволн за пределы прямой видимости обусловлено их отражением от электропроводящего слоя, расположенного на высотах 100-300 км. Научные исследования И. были начаты в 20-х гг., когда применили зондирующие ионосферные станции и, посылая с Земли короткие радиосигналы с различной длиной волны, наблюдали их отражения от соответствующих областей И. Английским учёным У. Эклсом был предложен механизм влияния заряженных частиц на радиоволны (1912), советский учёный М. В. Шулейкин (1923) пришёл к выводу о существовании в И. не менее 2 слоев, английский учёный С. Чепмен (1931) построил теорию простого слоя, в первом приближении описывающую И. Большой вклад внесли работы советских учёных Д. А. Рожанского, М. А. Бонч-Бруевича, А. Н. Щукина, С. И. Крючкова, английских учёных Дж. Лармора, Э. Эплтона и др.
Наблюдения на мировой сети станций позволили получить глобальную картину изменения И. Было установлено, что концентрация ионов и электронов в И. распределена по высоте неравномерно: имеются области, или слои, где она достигает максимума ( рис. 1 ) .Таких слоев в И. несколько; они не имеют резко выраженных границ, их положение и интенсивность регулярно изменяются в течение дня, сезона и 11-летнего солнечного цикла. Верхний слой Fсоответствует главному максимуму ионизации И. Ночью он поднимается до высот 300-400 км, а днём (преимущественно летом) раздваивается на слои F 1и F 2с максимумами на высотах 160-200 кми 220-320 км. На высотах 90-150 кмнаходится область Е, а ниже 90 кмобласть D. Слоистость И. обусловлена резким изменением по высоте условий её образования (см. ниже).
Применение сначала ракет, а потом и спутников позволило получить более надёжную информацию о верхней атмосфере, непосредственно измерить на ракетах ионный состав (при помощи масс-спектрометра) и основные физические характеристики И. (температуру, концентрацию ионов и электронов) на всех высотах, исследовать источники ионизации - интенсивность и спектр коротковолнового ионизующего излучения Солнца и разнообразных корпускулярных потоков. Это позволило объяснить регулярные изменения в И. С помощью спутников, несущих на борту ионосферную станцию и зондирующих И. сверху, удалось исследовать верхнюю часть И., расположенную выше максимума слоя Fи поэтому недоступную для изучения наземными ионосферными станциями.
Было установлено, что температура и электронная концентрация n ев И. резко растут до области F(см. таблицу и рис. 2 ); в верхней части И. рост температуры замедляется, а n евыше области Fуменьшается с высотой сначала постепенно до высот 15-20 тыс. км(так называемая плазмопауза), а потом более резко, переходя к низким концентрациям n ев межпланетной среде.
Значения характеристик основных областей ионосферы
| Область ионосферы | Средняя высота максимума, км | Температура, К | Электронная концентрация n e, см -3 | Эффективный коэффициент рекомбинации a ',см 3Чсек -1 | ||
| День | Ночь | |||||
| Солнечная активность | ||||||
| максимум | минимум | |||||
| D | 70 | 220 | 100 | 200 | 10 | 10 -6 |
| Е | 110 | 270 | 3Ч10 5 | 1,5Ч10 5 | 3000 | 10 -7 |
| F 1 | 180 | 800-1500 | 5Ч10 5 | 3Ч10 5 | - | 3Ч10 -8 |
| F 2(зима) | 220-280 | 1000-2000 | 25Ч10 5 | 6Ч10 5 | ~10 5 | 2Ч10 -10 |
| F 2(лето) | 250-320 | 8Ч10 5 | 2Ч10 5 | 3Ч10 5 | 10 -10 |
Наряду с ракетами и спутниками получили успешное развитие новые наземные методы исследования, особенно важные для изучения нижней части И. в области D: методы частичного отражения и перекрёстной модуляции ; измерения с помощью риометров поглощения космического радиоизлучения на разных частотах, исследования поля длинных и сверхдлинных радиоволн, а также метод наклонного и возвратно-наклонного зондирования. Большое значение имеет метод обратного некогерентного (томпсоновского) рассеяния, основанный на принципе радиолокации , когда посылают в И. короткий мощный импульс радиоизлучения, а затем принимают слабый рассеянный сигнал, растянутый во времени в зависимости от расстояния до точки рассеяния. Этот метод позволяет измерять не только распределение n едо очень больших высот (1000 кми выше), но даёт также температуру электронов и ионов, ионный состав, регулярные и нерегулярные движения и др. параметры И.
Образование ионосферы. В И. непрерывно протекают процессы ионизации и рекомбинации . Наблюдаемые в И. концентрации ионов и электронов есть результат баланса между скоростью их образования в процессе ионизации и скоростью уничтожения за счёт рекомбинации и др. процессов. Источники ионизации и процессы рекомбинации разные в различных областях ионосферы.
Основным источником ионизации И. днём является коротковолновое излучение Солнца с длиной волны l короче 1038
, однако важны также и корпускулярные потоки, галактические и солнечные
космические лучи
и др. Каждый тип ионизующего излучения оказывает наибольшее действие на атмосферу лишь в определённой области высот, соответствующих его проникающей способности. Так, мягкое коротковолновое излучение Солнца с l = 85-911
бо'льшую часть ионов образует в И. в области 120-200
км(но действует и выше), тогда как более длинноволновое излучение с l = 911-1038
вызывает ионизацию на высотах 95-115
км, т. е. в области
E, а рентгеновское излучение с l короче 85
- в верхней части области
Dна высотах 85-100
км. В нижней части области
D, ниже 60-70
кмднём и ниже 80-90
кмночью, ионизация осуществляется так называемыми галактическими космическими лучами. Существенный вклад в ионизацию области
Dна высотах около 80
кмвносят корпускулярные потоки (например, электроны с энергией Ј 30-40
кэв), а также солнечное излучение первой линии серии Лаймана (
L
a) водорода с l = 1215,7
(см.
Атомные спектры
).
До сих пор речь шла об обычных условиях ионизации. Во время солнечных вспышек всплеск рентгеновского излучения вызывает внезапное возмущение в нижней части И. Через несколько часов после солнечных вспышек в атмосферу Земли проникают также солнечные космические лучи, которые вызывают повышенную ионизацию на высотах 50-100 км, особенно сильную в полярных шапках (областях вблизи магнитного полюса). В зоне полярных сияний в отдельные периоды времени действуют потоки протонов и электронов, которые вызывают не только ионизацию, но и заметное свечение атмосферы (полярные сияния) на высотах 100-120 км, но они действуют также и ниже, в области D.Во время магнитных бурь эти потоки корпускул усиливаются, а зона их действия расширяется к более низким широтам (иногда так называемые низкоширотные красные сияния наблюдают на широте Москвы и южнее).
Процессом, обратным ионизации, является процесс нейтрализации, или рекомбинации. Скорость исчезновения ионов в И. характеризуется эффективным коэффициентом рекомбинации aў
,который определяет величину
n
eи её изменение во времени. Например, когда известен источник ионизации, т. е. скорость образования ионов в 1
см
3в 1
сек-
q, то
Значения aў для различных областей И. различны (см. таблицу и
рис. 3
).
Состав ионосферы. Под воздействием ионизующих излучений в И. происходят сложные физико-химические процессы, которые можно подразделить на три типа: ионизацию, ионно-молекулярные реакции и рекомбинацию, - соответствующие трём стадиям жизни ионов: их образованию, превращениям и уничтожению. В разных областях И. каждый из этих процессов проявляется по-своему, что приводит к различию ионного состава по высоте. Так, днём на высотах 85-200 кмпреобладают положительные молекулярные ионы NO +и O 2 +, выше 200 кмв области F- атомные ионы O +, а выше 600-1000 км- протоны H +. В нижней части области D(ниже 70-80 км) существенно образование комплексных ионов-гидратов типа (H 2O) n H +, а также отрицательных ионов, из которых наиболее стабильны ионы NO 2 -и NO 3 -. Отрицательные ионы наблюдаются лишь в области D.
Изменения ионосферы. И. непрерывно изменяется. Различают регулярные изменения и возмущённые состояния. Поскольку основным источником ионизации является коротковолновое излучение Солнца, многие регулярные изменения И. обязаны изменению либо высоты Солнца над горизонтом (суточные, сезонные, широтные изменения), либо уровня солнечной активности (11-летние и 27-дневные вариации).
После солнечных вспышек, когда резко усиливается ионизующее излучение, возникают так называемые внезапные ионосферные возмущения. Часто возмущённые состояния И. связаны и с магнитными бурями. Многие явления, которые происходят в верхней атмосфере и магнитосфере Земли, тесно связаны. Это обусловлено влиянием солнечной активности одновременно на все эти явления. Когда в межпланетном пространстве в районе Земли возрастает солнечный корпускулярный поток, который задерживается магнитосферой, происходит не только возмущение геомагнитного поля (магнитная буря), но изменяются радиационные пояса Земли , усиливаются корпускулярные потоки в зоне полярных сияний и т. д. При этом происходит также дополнительное разогревание верхней атмосферы и изменяются условия ионизации И. В свою очередь, изменения И. и движения в ней влияют на вариации геомагнитного поля и другие явления в верхней атмосфере.
Характеристики ионосферных слоев. Закономерности изменения параметров И. - степень ионизации или n e, ионный состав и эффективный коэффициент рекомбинации различны в разных областях И.; это обусловлено в первую очередь значительным изменением по высоте концентрации и состава нейтральных частиц верхней атмосферы.
В области Dнаблюдаются наиболее низкие n e< 10 3 см -3( рис. 2 ). В этой области И. из-за высокой концентрации молекул, а следовательно, и высокой частоты столкновения с ними электронов происходит наиболее сильное поглощение радиоволн, что иногда приводит к прекращению радиосвязи. Здесь же, как в волноводе, распространяются длинные и сверхдлинные радиоволны. От всей остальной части И. область Dотличается тем, что наряду с положительными ионами в ней наблюдаются отрицательные ионы, которые определяют многие свойства области D. Отрицательные ионы образуются в результате тройных столкновений электронов с нейтральными молекулами O 2. Ниже 70-80 кмконцентрация молекул и число таких столкновений настолько возрастают, что отрицательных ионов становится больше, чем электронов. Уничтожаются отрицательные ионы при взаимной нейтрализации с положительными ионами. Так как этот процесс очень быстрый, то именно им объясняется довольно высокий эффективный коэффициент рекомбинации, который наблюдается в области D.
При переходе ото дня к ночи в области Dконцентрация электронов n eрезко уменьшается и соответственно уменьшается поглощение радиоволн, поэтому раньше считали, что ночью слой Dисчезает. В момент солнечных вспышек на освещенной Солнцем земной поверхности сильно возрастает интенсивность рентгеновского излучения, увеличивающая ионизацию области D, что приводит к увеличению поглощения радиоволн, а иногда даже к полному прекращению радиосвязи, - так называемое внезапное ионосферное возмущение (Делинджера эффект). Продолжительность таких возмущений обычно 0,3-1,5 часа. Более длительные и более значительные поглощения бывают на высоких широтах (так называемые поглощения в полярной шапке - ППШ). Повышенная ионизация тут вызывается солнечными космическими лучами (в основном протонами с энергией в несколько Мэв), которые способны проникнуть в атмосферу только в районе геомагнитных полюсов (полярных шапок), т. е. там, где магнитные силовые линии не замкнуты. Длительность явлений ППШ достигает иногда нескольких дней.
Область И. на высотах 100-200 км, включающая слои Еи F 1, отличается наиболее регулярными изменениями. Это обусловлено тем, что именно здесь поглощается основная часть коротковолнового ионизующего излучения Солнца. Фотохимическая теория, уточняющая теорию простого слоя ионизации, хорошо объясняет все регулярные изменения n eи ионного состава в течение дня и в зависимости от уровня солнечной активности. Ночью из-за отсутствия источников ионизации в области 125-160 кмвеличина n eсильно уменьшается, однако в области Ена высотах 100-120 кмобычно сохраняется довольно высокая n e= (3-30)Ч10 3 см -3. О природе источника ночной ионизации в области Емнения расходятся.
На высотах областей Dи Ечасто наблюдают кратковременные необычайно узкие слои повышенной ионизации (так называемые спорадические слои E s), состоящие в основном из ионов металлов Mg +, Fe +, Ca +и др. За счёт E sвозможно дальнее распространение телевизионных передач. Признанной теорией образования слоев E sявляется так называемая теория «ветрового сдвига», по которой в условиях магнитного поля движения газа в атмосфере «сгоняют» ионы к области нулевой скорости ветра, где и образуется слой E s.
Концентрация ионов О +становится больше 50% выше уровня 170-180 кмднём и выше 215-230 кмутром, вечером и ночью. Выше и ниже этого уровня условия образования И. совершенно различны. Так, днём в области максимума ионизации коротковолновым излучением Солнца, когда он расположен ниже этого уровня, образуется слой F 1. Поэтому слой F 1регулярно наблюдается на ионограммах только при большой высоте Солнца над горизонтом, преимущественно летом и в основном при низкой активности Солнца, а в максимуме активности зимой он вообще не наблюдается. Выше указанного уровня создаются благоприятные условия для образования области F 2.
Поведение главного максимума ионизации, или области F, является очень сложным, оно коренным образом отличается от поведения областей Еи F 1. Так, хотя в среднем электронная концентрация в слое F 1определяется солнечной активностью, но ото дня ко дню она сильно изменяется. Максимум n eв суточном ходе бывает сильно сдвинут относительно полудня, при этом сдвиг зависит от широты, сезона и даже долготы. Сезонной аномалией называется необычное увеличение n eзимой по сравнению с летним сезоном. В экваториальной области до полудня имеется один, а после полудня и ночью - два максимума n e, расположенных на геомагнитных широтах ± 15° (экваториальная или геомагнитная аномалия). В период восхода Солнца оба максимума начинают расходиться, перемещаясь в более высокие широты, и быстро исчезают, в то время как на экваторе образуется новый максимум. На высоких широтах также обнаружено необычное поведение области Fи, в частности, образование узкой зоны пониженной ионизации, идущей параллельно зоне полярных сияний, где наблюдается повышенная ионизация. Всё это говорит о том, что, помимо солнечного излучения, изменения n eв области Fопределяются рядом геофизических факторов.
Высота главного максимума И. ( h max F) в средних широтах Северного полушария изменяется в течение суток сложным образом ( рис. 4 ), глубоко спускаясь утром и достигая максимума вблизи полуночи. Высота слоя Fзимой ниже (кривая I), чем летом (кривая II), а при высокой активности Солнца (кривая III) выше, чем при низкой (кривые I и II).
В последнее время была развита новая теория образования области F, учитывающая действие амбиполярной диффузии , которая объяснила многие особенности области Fи в том числе основную аномалию - образование максимума n езначительно выше максимума ионообразования, расположенного в области 150 км. Описанные выше вариации высоты слоя Fона связывает с изменением в течение дня интенсивности ионизации и температуры атмосферы. Существование слоя Fночью объясняется притоком ионов сверху, из протоносферы, где они накапливаются в течение светлой части дня. Из-за различия механизма образования высота слоя ночью выше, чем днём.
Многие особенности в изменении верхней части И., расположенной над максимумом области F, повторяют суточный ход и глобальное распределение n ев максимуме слоя. Это говорит о тесной связи этих областей И. Выше максимума области Fуменьшение концентрации ионов с высотой происходит по барометрической формуле . При этом с увеличением высоты возрастает доля более лёгких ионов. Поэтому преобладание ионов O +в области Fсменяется днём выше 1000 кмпреобладанием ионов Н +(протоносфера). Ночью в связи с понижением температуры протоносфера опускается до высот ~ 600 км.В верхней части И. по направлению к высоким широтам обнаружен рост доли тяжёлых ионов на данной высоте, что аналогичным образом связывается с наблюдаемым ростом температуры. Однако поведение И. в полярных областях пока полностью не объяснено.
Движения потоков заряженных частиц в И. приводят к возникновению турбулентных неоднородностей электронной концентрации. Причины их возникновения - флуктуация ионизующего излучения и непрерывное вторжение в атмосферу метеоров, образующих ионизированные следы. Движение ионизованных масс и турбулентность И. влияют на распространение радиоволн, вызывая замирание .
Изучение И. продолжает развиваться в двух направлениях - с точки зрения её влияния на распространение радиоволн и исследования физико-химических процессов, происходящих в ней, что привело к рождению новой науки - аэрономии . Современная теория позволила объяснить и распределение ионов с высотой, и эффективный коэффициент рекомбинации. Ставится задача построения единой глобальной динамической модели И. Осуществление такой задачи требует сочетания теоретических и лабораторных исследований с методами непосредственных измерений на ракетах и спутниках и систематических наблюдений И. на сети наземных станций.
Лит.:Гинзбург В. Л., Распространение электромагнитных волн в плазме, М., 1960; Альперт Я. Л., Распространение радиоволн и ионосфера, М., 1960; Данилов А. Д., Химия, атмосфера и космос, Л., 1968; Ратклиф Дж. А., Уикс К., Ионосфера, в сборнике: Физика верхней атмосферы, пер. с англ., М., 1963, с. 339-418; Николе М., Аэрономия, пер. с англ., М., 1964; Исследования верхней атмосферы с помощью ракет и спутников, пер. с англ., М., 1961; Распределение электронной концентрации в ионосфере и экзосфере. Сб. докладов, пер. с англ., М., 1964; Электронная концентрация в ионосфере и экзосфере. Сб. статей, пер. с англ., М., 1966; Распределение электронов в верхней атмосфере, пер. с англ., М., 1969; Данилов А. Д., Химия ионосферы, Л., 1967; Ионосферные процессы, под ред. В. Е. Степанова, Новосиб., 1968; Уиттен Р. К. и Поппов И. Д., Физика нижней ионосферы, пер. с англ., М., 1968; Иванов-Холодный Г. С. и Никольский Г. М., Солнце и ионосфера, М., 1969.