Cneo Papirius Carbo (muerto en 81 a. C.)

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Cneo Papirius Carbo (muerto en 81 a. C.)

Cneo Papirius Carbo (muerto en 81 a. C.) fue el principal líder de la facción mariana durante la Segunda Guerra Civil de Sila, y fue asesinado después de huir al exilio en África cuando su causa comenzó a colapsar.

Carbo era hijo de otro Gn. Papirius Carbo, uno de los cónsules del 113 a. C. Se suicidó después de ser derrotado por los Cimbri en la batalla de Noreia (112 a. C.).

El Carbo más joven sirvió como tribuno de la plebe en el 92 a. C. Durante su tiempo en este puesto, una reunión de la gente se salió de control y se le echó la culpa. Se aprobó una ley que responsabiliza a la persona que propone una ley por cualquier desorden causado por su discusión. También presentó una ley sobre el uso del voto secreto en algunas formas de votación.

Carbo se unió a las fuerzas anti-sullanas durante la Primera Guerra Civil de Sila y participó en el asedio de Roma del 87 a. Tíber (Sertorio estaba colocado sobre Roma en el Tíber y Mario entre Roma y el mar). Luego acompañó al ejército mariano cuando se alejó de Roma y acampó a unas 11 millas de la ciudad, después de cortar los suministros. Los partidarios de Sila cometieron el error de dejar la ciudad para enfrentarse a Cinna y Marius, y perdieron el control de Roma. Cinna y Marius fueron invitados a entrar, el cónsul pro-sullano G. Octavius ​​fue asesinado y Marius comenzó un reinado de terror que terminó con su muerte a principios del 86 a. C.

El liderazgo de la facción mariana recayó entonces en Cinna, quien se desempeñó como cónsul en 86, 85 y 84 a. C. Carbo fue su cocónsul en el 85 y el 84 a. C. Cuando quedó claro que Sila estaba ganando la guerra contra Mitrídates VI del Ponto y pronto sería libre de regresar a Italia, Cinna y Carbo comenzaron a levantar nuevos ejércitos, al tiempo que se seleccionaron como cónsules para el año 83 a. C. Cinna decidió llevar la batalla a Sulla en los Balcanes, pero esto salió mal. El segundo destacamento que cruzó el Adriático fue rechazado por una tormenta y abandonado una vez que estuvieron a salvo en Italia. El resto del ejército luego se negó a arriesgarse a cruzar. Cinna intentó sofocar el motín, pero manejó mal la situación y fue asesinado. Carbo quedó así al mando exclusivo y se negó a celebrar elecciones para reemplazar a Cinna. Sin embargo, también decidió no ocupar el consulado durante el año 83 a. C., que en cambio fue para Cayo Norbano y Lucio Cornelio Escipión Asiático. Carbó se convirtió en procónsul de la Galia en el año 83 a. C.

Sulla invadió Italia en el 83 a. C. El papel de Carbo al comienzo de la guerra (la Segunda Guerra Civil de Sila) no está del todo claro. Plutarch informa que él comandó uno de una serie de ejércitos enviados para lidiar con el joven Pompeyo, quien estaba levantando un ejército para Sulla en Picenum, pero los detalles de esta campaña parecen duplicar los eventos en otros lugares. En la segunda batalla, Escipión perdió la lealtad de su ejército, que cambió de bando, y en la tercera, se dice que Carbó fue derrotado en la batalla en el río Aesis. Sin embargo, Escipión perdió la lealtad de su ejército en un encuentro mejor documentado contra Sila en Teanum, mientras que uno de los lugartenientes de Carbo fue derrotado en Aesis en la primera batalla del 82 a. C. Estos son probablemente los incidentes genuinos, más que las versiones del 83 a. C.

Mientras Sila avanzaba hacia Roma en el 83 a. C., los dos cónsules sufrieron derrotas. Norbano fue derrotado en la batalla de Casilinium o Monte Tifata, en el río Volturnus. Escipión acordó entablar conversaciones de paz en Teanum, unas millas al norte, donde Sila pudo convencer a todo su ejército de que cambiara de bando. Después de este desastre, se dice que Carbo dijo que "al hacer la guerra contra el zorro y el león en Sila, estaba más molesto por el zorro".

Carbo, que probablemente había acompañado a uno de estos ejércitos, se apresuró a regresar a Roma, donde se aseguró el control de la ciudad e hizo que los partidarios de Sila fueran declarados enemigos públicos. Aproximadamente en este punto, el Templo de Júpiter en la Capital se quemó, y algunos culparon a Carbo por el desastre, pero no estaba claro si este era el caso en ese momento. Entonces, la campaña del 83 a. C. comenzó a disminuir.

Carbo decidió servir como uno de los cónsules durante el 82 a. C., junto a Mario el Joven, hijo de Cayo Mario, y a pesar de su corta edad, una poderosa herramienta de reclutamiento. A Mario se le encomendó la tarea de enfrentarse a Sila al sur de Roma, mientras que Carbón se dirigió al norte para ocuparse de Metelo Pío y el joven Pompeyo. Llegamos ahora a la batalla más probable de Aesis, donde el lugarteniente de Carbo, Carinnas, fue derrotado por Metelo en el río en la frontera norte de Picenum. Entonces Carbo llegó y restauró la situación, y obligó a Metelo a retirarse hacia el norte. Luego lo asedió en un lugar sin nombre en algún lugar al norte de Ariminum (Rimini).

Carbo pronto se vio obligado a abandonar el sitio después de que llegaran malas noticias del sur. Marius había sido derrotado en Sacriportus y ahora estaba sitiado en Praeneste. Carbo se retiró a Ariminum, con Pompeyo acosándolo. Luego continuó regresando a Roma, pero Sila lo golpeó en la ciudad. Carbo se detuvo en Clusium, en el río Glanis, a unas ochenta millas al norte de Roma.

Carbo ahora tenía tres ejércitos en diferentes accesos a Roma. Estaba en Clusium, en Via Cassia. Hacia el oeste había una segunda fuerza en Saturnia, en la Via Flaminia. Al este, Carinnas estaba cerca de Spoletium, en la Via Clodia. También había recibido algunos refuerzos: la caballería celtíbera enviada por los gobernadores de España.

Sulla se mudó al norte desde Roma. Derrotó a parte de la caballería celtíbera en el río Glanis y otros 270 le abandonaron. En respuesta, Carbo masacró a los soldados de caballería restantes, ya sea como castigo o porque temía que hicieran lo mismo. Al oeste, los hombres de Sila derrotaron al destacamento en Saturnia. Esto fue seguido por una batalla de un día entre Sulla y Carbo (primera batalla de Clusium), pero esto terminó de manera inconclusa. Carbo probablemente retuvo el control del campo de batalla, pero Sulla permaneció cerca.

Al este, Pompeyo derrotó a Carinnas en las llanuras de Spoletium y lo sitió en la ciudad. Carbo envió una fuerza para intentar levantar el asedio, pero fueron emboscados por Sila y derrotados. Carinnas aún logró escapar al amparo de una tormenta.

El siguiente movimiento de Carbo fue enviar a Marcius con ocho legiones para intentar levantar el sitio de Praeneste. Esta vez Pompeyo tendió una emboscada a la fuerza de socorro, y Marcio escapó con solo siete cohortes.

Los marianos recibieron ahora el impulso de la llegada de un gran ejército italiano, de 70.000 samnitas y lucanos, que amenazó con levantar el sitio de Praeneste. Sulla se vio obligado a correr hacia el sur para evitar que los samnitas rescataran a Marius, dejando a Carbo libre para correr hacia el norte en un intento de derrotar a Metellus Pius, que todavía estaba en la Galia Cisalpina.

Este ataque salió desastrosamente mal (Batalla de Faventia). Carbo intentó un ataque nocturno, pero sus tropas quedaron atrapadas en los viñedos y Metelo pudo contraatacar. Carbo perdió la mayor parte de su ejército - 10,000 muertos y desertores - y regresó a Ariminum con solo 1,000 hombres en armas. Su aliado Norbano, que también había estado involucrado en el desastre, decidió que la guerra estaba perdida y huyó al exilio en el este.

Carbo regresó a su ejército al norte de Roma. Hizo un último intento de levantar el sitio de Praeneste, enviando a Brutus Damasippus con dos legiones para intentar romper la fuerza de bloqueo de Sulla, pero este esfuerzo falló. Poco después llegaron noticias de que uno de los ejércitos de Carbo había sido derrotado cerca de Placentia, y los galos de la Galia Cisalpina habían cambiado de bando. Aunque Carbo todavía tenía al menos 40.000 soldados bajo su propio mando, este nuevo le rompió los nervios y huyó al exilio en África.

Carbo no sobrevivió mucho tiempo en el exilio. Después de que Sila completó su victoria en Italia, envió a Pompeyo a atacar al gobernador mariano de Sicilia. Este era un mal momento para Carbo, que acababa de llegar a Sicilia. Escapó por poco de los hombres de Pompeyo y se retiró a Cossyra (Pantellaria), pero poco después cayó en manos de Pompeyo. La reputación de Pompeyo sufrió bastante después de que entrevistó a Carbo antes de ejecutarlo; otros prisioneros habían sido ejecutados sin ser humillados de la misma manera. Luego, la cabeza de Carbo fue enviada a Sulla.


Cneo Papirio Carbó (cónsul 113 a. C.)

Cneo Papirius Carbo, hijo de Gaius Papirius Carbo, fue cónsul romano en el 113 aC, junto con Gaius Caecilius Metellus Caprarius.

Él estaba según Cicerón (ad Fam. ix. 21) el padre de Cneo Papirius Carbo, que fue tres veces cónsul, mientras que este último es llamado por Velleius Paterculus (II 26) hermano de Cayo Papirius Carbo Arvina. Esta dificultad puede resolverse suponiendo que la palabra frater en Velleius es equivalente a frater patruelis o prima. (Perizon., Animadv. Hist. p. & # 16096.) En su consulado, el Cimbri avanzó desde la Galia hacia Italia e Illyricum, y Carbo, que fue enviado contra ellos, fue puesto en fuga con todo su ejército. Posteriormente fue acusado por Marcus Antonius Orator, no sabemos por qué motivo, y puso fin a su propia vida tomando una solución de vitriolo (atramentum sutorium, Cic., ad Fam. IX 21 Liv., Epit. 63.).


Enlaces externos

Oficinas políticas
Precedido & # 160 por
Manius Acilius Balbus y Gaius Porcius Cato
Cónsul de la República Romana
con Gaius Caecilius Metellus Caprarius
113 a. C.
Sucedido & # 160por
Lucius Calpurnius Piso Caesoninus y Marcus Livius Drusus



Información a partir de: 13.07.2020 02:22:55 CEST

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Contenido

Las concentraciones de dióxido de carbono han mostrado varios ciclos de variación desde aproximadamente 180 partes por millón durante las glaciaciones profundas del Holoceno y Pleistoceno hasta 280 partes por millón durante los períodos interglaciares. Tras el inicio de la Revolución Industrial, el CO atmosférico
2 la concentración aumentó a más de 400 partes por millón y continúa aumentando, provocando el fenómeno del calentamiento global. [8] A partir de abril de 2019 [actualización], el nivel mensual medio de CO
2 en la atmósfera terrestre superaron las 413 partes por millón. [9] La concentración media diaria de CO atmosférico
2 en el Observatorio Mauna Loa superó por primera vez las 400 ppm el 10 de mayo de 2013 [10] [11], aunque esta concentración ya se había alcanzado en el Ártico en junio de 2012. [12] Cada parte por millón por volumen de CO
2 en la atmósfera representa aproximadamente 2,13 gigatoneladas de carbono o 7,82 gigatoneladas de CO
2. [13] A partir de 2018, CO
2 constituye aproximadamente el 0.041% por volumen de la atmósfera, (equivalente a 410 ppm) [14] [15] [16] [17] [18] que corresponde a aproximadamente 3210 gigatoneladas de CO
2, que contiene aproximadamente 875 gigatoneladas de carbono. El CO medio global
2 la concentración está aumentando actualmente a una tasa de aproximadamente 2 ppm / año y se está acelerando. [14] [19] La tasa de crecimiento actual en Mauna Loa es 2,50 ± 0,26 ppm / año (media ± 2 desviación estándar). [20] Como se ve en el gráfico de la derecha, hay una fluctuación anual: el nivel cae alrededor de 6 o 7 ppm (alrededor de 50 Gt) de mayo a septiembre durante la temporada de crecimiento del hemisferio norte, y luego sube alrededor de 8 o 9 ppm. El hemisferio norte domina el ciclo anual de CO
2 concentración porque tiene mucha mayor superficie terrestre y biomasa vegetal que el hemisferio sur. Las concentraciones alcanzan un pico en mayo cuando comienza el reverdecimiento primaveral del hemisferio norte y disminuyen al mínimo en octubre, cerca del final de la temporada de crecimiento. [20] [21]

Dado que el calentamiento global se atribuye al aumento de las concentraciones atmosféricas de gases de efecto invernadero como el CO
2 y metano, los científicos monitorean de cerca el CO atmosférico
2 concentraciones y su impacto en la biosfera actual. los National Geographic escribió que la concentración de dióxido de carbono en la atmósfera es tan alta "por primera vez en 55 años de medición, y probablemente más de 3 millones de años de la historia de la Tierra". [22] La concentración actual puede ser la más alta de los últimos 20 millones de años. [23]

Las concentraciones de dióxido de carbono han variado ampliamente a lo largo de los 4.540 millones de años de historia de la Tierra. Se cree que estuvo presente en la primera atmósfera de la Tierra, poco después de la formación de la Tierra. La segunda atmósfera, que consiste principalmente en nitrógeno y CO
2 fue producido por la desgasificación del vulcanismo, complementado por los gases producidos durante el intenso bombardeo tardío de la Tierra por enormes asteroides. [24] Una gran parte de las emisiones de dióxido de carbono pronto se disolvió en agua y se incorporó a los sedimentos de carbonato.

La producción de oxígeno libre mediante la fotosíntesis de cianobacterias finalmente condujo a la catástrofe del oxígeno que terminó con la segunda atmósfera de la Tierra y provocó la tercera atmósfera de la Tierra (la atmósfera moderna) 2.400 millones de años antes del presente. Las concentraciones de dióxido de carbono cayeron de 4.000 partes por millón durante el período Cámbrico hace unos 500 millones de años a tan solo 180 partes por millón durante la glaciación cuaternaria de los últimos dos millones de años. [2]

Impulsores del CO de la Tierra antigua2 concentración Editar

En escalas de tiempo largas, el CO atmosférico
2 la concentración está determinada por el equilibrio entre los procesos geoquímicos, incluido el entierro de carbono orgánico en los sedimentos, la erosión de las rocas de silicato y la desgasificación volcánica. El efecto neto de los leves desequilibrios en el ciclo del carbono durante decenas a cientos de millones de años ha sido la reducción del CO atmosférico.
2. En una escala de tiempo de miles de millones de años, esta tendencia descendente parece destinada a continuar indefinidamente, ya que las liberaciones históricas masivas ocasionales de carbono enterrado debido al vulcanismo serán menos frecuentes (a medida que el enfriamiento del manto terrestre y el agotamiento progresivo del calor radiactivo interno continúen). Las velocidades de estos procesos son extremadamente lentas, por lo tanto, no tienen relevancia para el CO atmosférico.
2 concentración durante los próximos cientos o miles de años.

En escalas de tiempo de mil millones de años, se predice que la vida vegetal, y por lo tanto animal, en la tierra morirá por completo, ya que para ese momento la mayor parte del carbono restante en la atmósfera será secuestrado bajo tierra, y las liberaciones naturales de CO
2 por la actividad tectónica impulsada por la radiactividad habrá continuado desacelerándose. [25] [ se necesita una mejor fuente ] La pérdida de vida vegetal también resultaría en la eventual pérdida de oxígeno. Algunos microbios son capaces de realizar la fotosíntesis a concentraciones de CO
2 de unas pocas partes por millón, por lo que las últimas formas de vida probablemente desaparecerían finalmente debido al aumento de las temperaturas y la pérdida de la atmósfera cuando el sol se convierta en un gigante rojo dentro de unos cuatro mil millones de años. [26]

Midiendo el CO de la Tierra antigua2 concentración Editar

El método más directo para medir las concentraciones de dióxido de carbono atmosférico durante períodos antes del muestreo instrumental es medir las burbujas de aire (inclusiones de fluido o gas) atrapadas en las capas de hielo de la Antártida o Groenlandia. Los más aceptados de estos estudios provienen de una variedad de núcleos antárticos e indican que el CO atmosférico
2 las concentraciones eran de 260-280 ppmv inmediatamente antes de que comenzaran las emisiones industriales y no variaron mucho de este nivel durante los 10,000 años anteriores. [27] El registro de núcleos de hielo más largo proviene del este de la Antártida, donde se tomaron muestras de hielo hasta una edad de 800.000 años. [28] Durante este tiempo, la concentración de dióxido de carbono atmosférico ha variado entre 180 y 210 ppm durante las edades de hielo, aumentando a 280-300 ppm durante los interglaciares más cálidos. [29] [30] El comienzo de la agricultura humana durante la época actual del Holoceno puede haber estado fuertemente relacionado con el CO atmosférico
2 aumentan después de que terminó la última glaciación, un efecto de fertilización que aumenta el crecimiento de la biomasa de las plantas y reduce los requisitos de conductancia estomática para el CO
2, lo que reduce las pérdidas de agua por transpiración y aumenta la eficiencia del uso del agua. [31]

Se han utilizado varias mediciones indirectas para intentar determinar las concentraciones de dióxido de carbono en la atmósfera hace millones de años. Estos incluyen las proporciones de isótopos de boro y carbono en ciertos tipos de sedimentos marinos y el número de estomas observados en las hojas de las plantas fósiles. [32]

El fitano es un tipo de alcano diterpenoide. Es un producto de descomposición de la clorofila y ahora se usa para estimar el CO antiguo
2 niveles. [33] El fitano proporciona un registro continuo de CO
2 concentraciones, pero también puede superponerse a una ruptura en el CO
2 récord de más de 500 millones de años. [33]

Hay evidencia de niveles altos de CO
2 concentraciones entre 200 y 150 millones de años atrás de más de 3.000 ppm, y entre 600 y 400 millones de años atrás de más de 6.000 ppm. [23] En tiempos más recientes, el CO atmosférico
2 la concentración continuó cayendo después de hace unos 60 millones de años. Hace unos 34 millones de años, el momento de la extinción del Eoceno-Oligoceno y cuando la capa de hielo de la Antártida comenzó a tomar su forma actual, CO
2 fue de aproximadamente 760 ppm, [34] y hay evidencia geoquímica de que las concentraciones eran inferiores a 300 ppm hace unos 20 millones de años. Disminución de CO
2, con un punto de inflexión de 600 ppm, fue el agente principal que forzó la glaciación antártica. [35] CO bajo
Las concentraciones de 2 pueden haber sido el estímulo que favoreció la evolución de las plantas C4, cuya abundancia aumentó mucho entre 7 y 5 millones de años atrás. [32] Basado en un análisis de hojas fósiles, Wagner et al. [36] argumentó que el CO atmosférico
2 durante el último período de 7.000 a 10.000 años fueron significativamente superiores a 300 ppm y contenían variaciones sustanciales que pueden estar correlacionadas con las variaciones climáticas. Otros han disputado tales afirmaciones, sugiriendo que es más probable que reflejen problemas de calibración que cambios reales en el CO.
2. [37] Es pertinente para esta diferencia la observación de que los núcleos de hielo de Groenlandia a menudo presentan niveles de CO más altos y variables.
2 valores que mediciones similares en la Antártida. Sin embargo, los grupos responsables de tales mediciones (por ejemplo, H.J. Smith et al. [38]) creen que las variaciones en los núcleos de Groenlandia son el resultado de en el lugar descomposición del polvo de carbonato de calcio que se encuentra en el hielo. Cuando las concentraciones de polvo en los núcleos de Groenlandia son bajas, como casi siempre lo son en los núcleos de la Antártida, los investigadores informan de una buena concordancia entre las mediciones de CO2 de la Antártida y Groenlandia.
2 concentraciones.

El efecto invernadero natural de la Tierra hace posible la vida tal como la conocemos y el dióxido de carbono juega un papel importante en el suministro de la temperatura relativamente alta de la que disfruta el planeta. El efecto invernadero es un proceso por el cual la radiación térmica de una atmósfera planetaria calienta la superficie del planeta más allá de la temperatura que tendría en ausencia de su atmósfera. [39] [40] [41] Sin el efecto invernadero, la temperatura de la Tierra sería de aproximadamente −18 ° C (−0,4 ° F) [42] [43] en comparación con la temperatura real de la superficie de la Tierra de aproximadamente 14 ° C (57,2 ° F). [44]

Se cree que el dióxido de carbono ha tenido un efecto importante en la regulación de la temperatura de la Tierra a lo largo de sus 4.700 millones de años de historia. Al principio de la vida de la Tierra, los científicos han encontrado evidencia de agua líquida que indica un mundo cálido, aunque se cree que la producción del Sol solo ha sido el 70% de lo que es hoy. Los científicos han sugerido que concentraciones más altas de dióxido de carbono en la atmósfera de la Tierra primitiva podrían ayudar a explicar esta paradoja del tenue sol joven. Cuando la Tierra se formó por primera vez, la atmósfera de la Tierra pudo haber contenido más gases de efecto invernadero y CO
2 pueden haber sido más altas, con una presión parcial estimada de hasta 1000 kPa (10 bar), porque no hubo fotosíntesis bacteriana para reducir el gas a compuestos de carbono y oxígeno. Metano, un gas de efecto invernadero muy activo que reacciona con el oxígeno para producir CO
2 y vapor de agua, también pueden haber sido más frecuentes, con una proporción de mezcla de 10 −4 (100 partes por millón en volumen). [45] [46]

Aunque el agua es responsable de la mayor parte (alrededor del 36-70%) del efecto invernadero total, el papel del vapor de agua como gas de efecto invernadero depende de la temperatura. En la Tierra, el dióxido de carbono es el gas de efecto invernadero más relevante y de influencia antropológica directa. El dióxido de carbono se menciona a menudo en el contexto de su mayor influencia como gas de efecto invernadero desde la era preindustrial (1750). En el Quinto Informe de Evaluación del IPCC, el aumento de CO2 se estimó que era responsable de 1,82 W m −2 del cambio de 2,63 W m −2 en el forzamiento radiativo en la Tierra (alrededor del 70%). [47]

El concepto de CO atmosférico2 El aumento de la temperatura del suelo fue publicado por primera vez por Svante Arrhenius en 1896. [48] El aumento del forzamiento radiativo debido al aumento de CO2 en la atmósfera terrestre se basa en las propiedades físicas del CO2 y las ventanas de absorción no saturadas donde CO2 absorbe la energía de onda larga saliente. El aumento de la fuerza genera más cambios en el equilibrio energético de la Tierra y, a largo plazo, en el clima de la Tierra. [47]

El dióxido de carbono atmosférico juega un papel integral en el ciclo del carbono de la Tierra mediante el cual el CO
2 se elimina de la atmósfera mediante algunos procesos naturales como la fotosíntesis y la deposición de carbonatos, para formar calizas, por ejemplo, y se vuelve a añadir a la atmósfera mediante otros procesos naturales como la respiración y la disolución ácida de los depósitos de carbonatos. Hay dos ciclos amplios del carbono en la Tierra: el ciclo rápido del carbono y el ciclo lento del carbono. El ciclo rápido del carbono se refiere a los movimientos de carbono entre el medio ambiente y los seres vivos en la biosfera, mientras que el ciclo lento del carbono implica el movimiento de carbono entre la atmósfera, los océanos, el suelo, las rocas y el vulcanismo. Ambos ciclos están intrínsecamente interconectados y el CO atmosférico
2 facilita la vinculación.

Fuentes naturales de CO atmosférico
2 incluyen la desgasificación volcánica, la combustión de materia orgánica, los incendios forestales y los procesos de respiración de organismos aeróbicos vivos. Fuentes artificiales de CO
2 incluyen la quema de combustibles fósiles para calefacción, generación de energía y transporte, así como algunos procesos industriales como la fabricación de cemento. También es producido por diversos microorganismos a partir de la fermentación y la respiración celular. Las plantas, las algas y las cianobacterias convierten el dióxido de carbono en carbohidratos mediante un proceso llamado fotosíntesis. Obtienen la energía necesaria para esta reacción a partir de la absorción de la luz solar por la clorofila y otros pigmentos. El oxígeno, que se produce como un subproducto de la fotosíntesis, se libera a la atmósfera y posteriormente los organismos heterótrofos y otras plantas lo utilizan para la respiración, formando un ciclo con el carbono.

La mayoría de las fuentes de CO
2 las emisiones son naturales y se equilibran en varios grados con CO similares
2 lavabos. Por ejemplo, la descomposición de material orgánico en bosques, pastizales y otra vegetación terrestre, incluidos los incendios forestales, da como resultado la liberación de aproximadamente 436 gigatoneladas de CO
2 (que contiene 119 gigatoneladas de carbono) cada año, mientras que el CO
La captación de 2 por nuevos crecimientos en tierra contrarresta estas liberaciones, absorbiendo 451 Gt (123 Gt C). [51] Aunque mucho CO
2 en la atmósfera primitiva de la Tierra joven fue producida por la actividad volcánica, la actividad volcánica moderna libera solo 130 a 230 megatoneladas de CO
2 cada año. [52] Las fuentes naturales están más o menos equilibradas por sumideros naturales, en forma de procesos químicos y biológicos que eliminan el CO.
2 de la atmósfera. Por el contrario, a partir del año 2019 la extracción y quema de carbono fósil geológico por parte de los humanos libera más de 30 gigatoneladas de CO
2 (9 mil millones de toneladas de carbono) cada año. [50] Esta alteración mayor del equilibrio natural es responsable del crecimiento reciente del CO atmosférico.
2 concentración. [16] [53]

En general, existe un gran flujo natural de CO atmosférico
2 dentro y fuera de la biosfera, tanto en tierra como en los océanos. [54] En la era preindustrial, cada uno de estos flujos estaba en equilibrio hasta tal punto que poco CO neto
2 fluyó entre las reservas de carbono terrestres y oceánicas, y pocos cambios dieron como resultado la concentración atmosférica. Desde la era humana preindustrial hasta 1940, la biosfera terrestre representó una fuente neta de CO atmosférico
2 (impulsado en gran parte por cambios en el uso de la tierra), pero posteriormente se cambió a un sumidero neto con crecientes emisiones de carbono fósil. [55] En 2012, alrededor del 57% del CO emitido por humanos
2, principalmente de la quema de carbono fósil, fue absorbido por sumideros terrestres y oceánicos. [56] [55]

La relación del aumento de CO atmosférico
2 al CO emitido
2 se conoce como fracción aerotransportada (Keeling et al., 1995). Esta proporción varía a corto plazo y suele ser de alrededor del 45% durante períodos más largos (5 años). [55] El carbono estimado en la vegetación terrestre mundial aumentó de aproximadamente 740 gigatoneladas en 1910 a 780 gigatoneladas en 1990. [57] En 2009, la neutralización oceánica había reducido el pH del agua de mar en 0,11 debido a la absorción de CO emitido
2 . [58]

CO atmosférico2 y fotosíntesis Editar

El dióxido de carbono en la atmósfera de la Tierra es esencial para la vida y para la mayor parte de la biosfera planetaria. A lo largo de la historia geológica de la Tierra CO
2 concentraciones han jugado un papel en la evolución biológica. Los primeros organismos fotosintéticos probablemente evolucionaron temprano en la historia evolutiva de la vida y probablemente usaron agentes reductores como el hidrógeno o el sulfuro de hidrógeno como fuentes de electrones, en lugar de agua. [59] Las cianobacterias aparecieron más tarde, y el exceso de oxígeno que producían contribuyó a la catástrofe del oxígeno, [60] que hizo posible la evolución de la vida compleja. En tiempos geológicos recientes, bajo nivel de CO
2 concentraciones por debajo de 600 partes por millón podrían haber sido el estímulo que favoreció la evolución de las plantas C4 que aumentaron mucho en abundancia hace entre 7 y 5 millones de años sobre las plantas que utilizan la vía metabólica C3 menos eficiente. [32] A las presiones atmosféricas actuales, la fotosíntesis se apaga cuando el CO atmosférico
2 las concentraciones caen por debajo de 150 ppm y 200 ppm, aunque algunos microbios pueden extraer carbono del aire en concentraciones mucho más bajas. [61] [62] Hoy en día, la tasa promedio de captura de energía por fotosíntesis a nivel mundial es de aproximadamente 130 teravatios, [63] [64] [65] que es aproximadamente seis veces mayor que el consumo de energía actual de la civilización humana. [66] Los organismos fotosintéticos también convierten alrededor de 100 a 115 mil millones de toneladas métricas de carbono en biomasa por año. [67] [68]

Los organismos fotosintéticos son fotoautótrofos, lo que significa que pueden sintetizar alimentos directamente a partir del CO.
2 y agua usando energía de la luz. Sin embargo, no todos los organismos que utilizan la luz como fuente de energía realizan la fotosíntesis, ya que fotoheterótrofos use compuestos orgánicos, en lugar de CO
2, como fuente de carbono. [69] En plantas, algas y cianobacterias, la fotosíntesis libera oxígeno. Se llama fotosíntesis oxigenada. Aunque existen algunas diferencias entre la fotosíntesis oxigenada en plantas, algas y cianobacterias, el proceso general es bastante similar en estos organismos. Sin embargo, existen algunos tipos de bacterias que realizan la fotosíntesis anoxigénica, que consume CO
2 pero no libera oxígeno.

El dióxido de carbono se convierte en azúcares en un proceso llamado fijación de carbono. La fijación de carbono es una reacción redox endotérmica, por lo que la fotosíntesis necesita suministrar tanto la fuente de energía para impulsar este proceso como los electrones necesarios para convertir el CO
2 en un carbohidrato. Esta adición de electrones es una reacción de reducción. En líneas generales y de hecho, la fotosíntesis es lo opuesto a la respiración celular, en la que la glucosa y otros compuestos se oxidan para producir CO.
2 y agua, y para liberar energía química exotérmica para impulsar el metabolismo del organismo. Sin embargo, los dos procesos tienen lugar a través de una secuencia diferente de reacciones químicas y en diferentes compartimentos celulares.

La mayoría de los organismos que utilizan la fotosíntesis para producir oxígeno utilizan luz visible para hacerlo, aunque al menos tres utilizan radiación infrarroja de onda corta o, más específicamente, radiación roja lejana. [70]

Efectos del aumento de CO2 en plantas y cultivos Editar

Una revisión de 1993 de estudios científicos sobre invernaderos encontró que una duplicación del CO
La concentración de 2 estimularía el crecimiento de 156 especies de plantas diferentes en un promedio de 37%. La respuesta varió significativamente según la especie, y algunas mostraron ganancias mucho mayores y algunas mostraron pérdidas. Por ejemplo, un estudio de invernadero de 1979 encontró que con el doble de CO
2, el peso seco de las plantas de algodón de 40 días se duplicó, pero el peso seco de las plantas de maíz de 30 días aumentó sólo en un 20%. [71] [72]

Además de los estudios de invernadero, las mediciones de campo y satelitales intentan comprender el efecto del aumento de CO
2 en entornos más naturales. En los experimentos de enriquecimiento de dióxido de carbono al aire libre (FACE), las plantas se cultivan en parcelas de campo y el CO
2 la concentración del aire circundante se eleva artificialmente. Estos experimentos generalmente usan menos CO
2 niveles que los estudios de invernadero. Muestran ganancias de crecimiento más bajas que los estudios de invernadero, y las ganancias dependen en gran medida de la especie en estudio. Una revisión de 2005 de 12 experimentos a 475–600 ppm mostró una ganancia promedio del 17% en el rendimiento de los cultivos, con las leguminosas mostrando típicamente una mayor respuesta que otras especies y las plantas C4 generalmente mostrando menos. La revisión también indicó que los experimentos tienen sus propias limitaciones. El CO estudiado
2 niveles fueron más bajos y la mayoría de los experimentos se llevaron a cabo en regiones templadas. [73] Las mediciones satelitales encontraron un índice de área foliar creciente para el 25% al ​​50% del área con vegetación de la Tierra durante los últimos 35 años (es decir, un enverdecimiento del planeta), lo que proporciona evidencia de un CO positivo2 efecto de fertilización. [74] [75]

A 2017 Politico El artículo establece que el aumento de CO
2 pueden tener un impacto negativo en la calidad nutricional de varios cultivos alimentarios humanos, al aumentar los niveles de carbohidratos, como la glucosa, al tiempo que disminuyen los niveles de nutrientes importantes como proteínas, hierro y zinc. Los cultivos que experimentan una disminución de las proteínas son el arroz, el trigo, la cebada y las patatas. [76] [ cita científica necesaria ]

CO atmosférico2 y el ciclo del carbono oceánico Editar

Los océanos de la Tierra contienen una gran cantidad de CO
2 en forma de iones bicarbonato y carbonato, mucho más que la cantidad en la atmósfera. El bicarbonato se produce en reacciones entre rocas, agua y dióxido de carbono. Un ejemplo es la disolución de carbonato de calcio:

Reacciones como esta tienden a amortiguar los cambios en el CO atmosférico.
2. Dado que el lado derecho de la reacción produce un compuesto ácido, agregar CO
2 en el lado izquierdo disminuye el pH del agua de mar, un proceso que se ha denominado acidificación del océano (el pH del océano se vuelve más ácido aunque el valor del pH permanece en el rango alcalino). Reacciones entre CO
2 y las rocas no carbonatadas también agregan bicarbonato a los mares. Más tarde, esto puede sufrir lo contrario de la reacción anterior para formar rocas carbonatadas, liberando la mitad del bicarbonato como CO.
2. Durante cientos de millones de años, esto ha producido enormes cantidades de rocas carbonatadas.

En última instancia, la mayor parte del CO
2 emitidos por las actividades humanas se disolverán en el océano [77], sin embargo, la velocidad a la que el océano lo absorberá en el futuro es menos segura. Incluso si se alcanza el equilibrio, incluida la disolución de minerales de carbonato, el aumento de la concentración de bicarbonato y la concentración disminuida o sin cambios de iones de carbonato darán lugar a una mayor concentración de ácido carbónico no ionizado y CO disuelto.
2. Esta mayor concentración en los mares, junto con temperaturas más altas, significaría una mayor concentración de equilibrio de CO
2 en el aire. [78] [79]

Carbon dioxide has unique long-term effects on climate change that are nearly "irreversible" for a thousand years after emissions stop (zero further emissions). The greenhouse gases methane and nitrous oxide do not persist over time in the same way as carbon dioxide. Even if human carbon dioxide emissions were to completely cease, atmospheric temperatures are not expected to decrease significantly in the short term. This is because the air temperature is determined by a balance between heating, due to greenhouse gases, and cooling due to heat transfer to the ocean. If emissions were to stop, CO
2 levels and the heating effect would slowly decrease, but simultaneously the cooling due to heat transfer would diminish (because sea temperatures would get closer to the air temperature), with the result that the air temperature would decrease only slowly. Sea temperatures would continue to rise, causing thermal expansion and some sea level rise. [78] Lowering global temperatures more rapidly would require carbon sequestration or geoengineering.

Carbon moves between the atmosphere, vegetation (dead and alive), the soil, the surface layer of the ocean, and the deep ocean. A detailed model has been developed by Fortunat Joos in Bern and colleagues, called the Bern model. [80] A simpler model based on it gives the fraction of CO
2 remaining in the atmosphere as a function of the number of years after it is emitted into the atmosphere: [81]

According to this model, 21.7% of the carbon dioxide released into the air stays there forever, but of course this is not true if carbon-containing material is removed from the cycle (and stored) in ways that are not operative at present (artificial sequestration).

While CO
2 absorption and release is always happening as a result of natural processes, the recent rise in CO
2 levels in the atmosphere is known to be mainly due to human (anthropogenic) activity. [85] There are four ways human activity, especially fossil fuel burning, is known to have caused the rapid increase in atmospheric CO
2 over the last few centuries:

  • Various national statistics accounting for fossil fuel consumption, combined with knowledge of how much atmospheric CO
    2 is produced per unit of fossil fuel (e.g. liter of gasoline). [86]
  • By examining the ratio of various carbon isotopes in the atmosphere. [85] The burning of long-buried fossil fuels releases CO
    2 containing carbon of different isotopic ratios to those of living plants, enabling distinction between natural and human-caused contributions to CO
    2 concentration.
  • Higher atmospheric CO
    2 concentrations in the Northern Hemisphere, where most of the world's population lives (and emissions originate from), compared to the southern hemisphere. This difference has increased as anthropogenic emissions have increased. [87]
  • Atmospheric O2 levels are decreasing in Earth's atmosphere as it reacts with the carbon in fossil fuels to form CO
    2 . [88]

Burning fossil fuels such as coal, petroleum, and natural gas is the leading cause of increased anthropogenic CO
2 deforestation is the second major cause. In 2010, 9.14 gigatonnes of carbon (GtC, equivalent to 33.5 gigatonnes of CO
2 or about 4.3 ppm in Earth's atmosphere) were released from fossil fuels and cement production worldwide, compared to 6.15 GtC in 1990. [89] In addition, land use change contributed 0.87 GtC in 2010, compared to 1.45 GtC in 1990. [89] In 1997, human-caused Indonesian peat fires were estimated to have released between 13% and 40% of the average annual global carbon emissions caused by the burning of fossil fuels. [90] [91] [92] In the period 1751 to 1900, about 12 GtC were released as CO
2 to the atmosphere from burning of fossil fuels, whereas from 1901 to 2013 the figure was about 380 GtC. [93]

The Integrated Carbon Observation System (ICOS) continuously releases data about CO
2 emissions, budget and concentration at individual observation stations.

CO
2 emissions [94] [95]
Año Fossil fuels
and industry
Gt C
Uso del suelo
cambio
Gt C
Total
Gt C
Total
Gt CO
2
2010 9.05 1.38 10.43 38.2
2011 9.35 1.34 10.69 39.2
2012 9.5 1.47 10.97 40.3
2013 9.54 1.52 11.06 40.6
2014 9.61 1.66 11.27 41.4
2015 9.62 1.7 11.32 41.5
2016 9.66 1.54 11.2 41.1
2017 9.77 1.47 11.24 41.3
2018 9.98 1.51 11.49 42.1
2019
(projection)
10.0 1.8 11.8 43.1

Anthropogenic carbon emissions exceed the amount that can be taken up or balanced out by natural sinks. [96] As a result, carbon dioxide has gradually accumulated in the atmosphere, and as of 2019 [update] , its concentration is almost 48% above pre-industrial levels. [11] Various techniques have been proposed for removing excess carbon dioxide from the atmosphere (see Carbon sink#Artificial sequestration). Currently about half of the carbon dioxide released from the burning of fossil fuels is not absorbed by vegetation and the oceans and remains in the atmosphere. [97]

Global fossil carbon emissions 1800–2014

False-color image of smoke and ozone pollution from Indonesian fires, 1997

Biosphere CO
2 flux in the northern hemisphere winter (NOAA Carbon Tracker)

Biosphere CO
2 flux in the northern hemisphere summer (NOAA Carbon Tracker)

The first reproducibly accurate measurements of atmospheric CO2 were from flask sample measurements made by Dave Keeling at Caltech in the 1950s. [98] A few years later in March 1958 the first ongoing measurements were started by Keeling at Mauna Loa. Measurements at Mauna Loa have been ongoing since then. Now measurements are made at many sites globally. Additional measurement techniques are also used as well. Many measurement sites are part of larger global networks. Global network data are often made publicly available on the conditions of proper acknowledgment according to the respective data user policies.

There are several surface measurement (including flasks and continuous in situ) networks including NOAA/ERSL, [99] WDCGG, [100] and RAMCES. [101] The NOAA/ESRL Baseline Observatory Network, and the Scripps Institution of Oceanography Network [102] data are hosted at the CDIAC at ORNL. The World Data Centre for Greenhouse Gases (WDCGG), part of GAW, data are hosted by the JMA. The Reseau Atmospherique de Mesure des Composes an Effet de Serre database (RAMCES) is part of IPSL.

From these measurements, further products are made which integrate data from the various sources. These products also address issues such as data discontinuity and sparseness. GLOBALVIEW-CO2 is one of these products. [103]

Ongoing ground-based total column measurements began more recently. Column measurements typically refer to an averaged column amount denoted XCO2, rather than a surface only measurement. These measurements are made by the TCCON. These data are also hosted on the CDIAC, and made publicly available according to the data use policy. [104]

Satellite measurements are also a recent addition to atmospheric XCO2 measurements. SCIAMACHY aboard ESA's ENVISAT made global column XCO2 measurements from 2002 to 2012. AIRS aboard NASA's Aqua satellite makes global XCO2 measurements and was launched shortly after ENVISAT in 2012. More recent satellites have significantly improved the data density and precision of global measurements. Newer missions have higher spectral and spatial resolutions. JAXA's GOSAT was the first dedicated GHG monitoring satellite to successfully achieve orbit in 2009. NASA's OCO-2 launched in 2014 was the second. Various other satellites missions to measure atmospheric XCO2 are planned.


Life [ edit ]

He was according to Cicero (ad Fam. ix. 21) the father of the Carbo of the same name, who was thrice consul, whereas this latter is called by Velleius Paterculus (II 26) a brother of Gaius Papirius Carbo Arvina. This difficulty may be solved by supposing that the word frater in Velleius is equivalent to frater patruelis or cousin. (Perizon., Animadv. Hist. p.㻠.)

During his consulship, he was ordered by the Senate to take legions to defend the Alps from the migration of the Cimbri. Ώ] There, he shadowed the Germanic tribe and ambushed them near Noreia. At the ensuing Battle of Noreia, although Carbo held the advantage in terrain and surprise, his forces were overwhelmed by the sheer magnitude of Cimbrian warriors, ΐ] and disastrously defeated. Α] The Cimbri, while smashing the Roman army, did not advance into Italy, seemingly looking for some place to settle. & # 912 & # 93

He was afterwards accused by Marcus Antonius for provoking and then losing the Battle of Noreia. Β] Securing a conviction, Carbo committed suicide rather than depart for exile, Γ] taking a solution of vitriol (atramentum sutorium, Cic., ad Fam. IX 21 Liv., Epit. 63.).


A member of the plebeian gen Norbani and a novus homo, Gaius Norbanus first came to prominence when he was elected one of the plebeian tribunes for 103 BC. He achieved notoriety for his prosecution of Quintus Servilius Caepio, where he accused Servilius Caepio of incompetence and dereliction of duty at the catastrophic defeat of the Roman armies by the Cimbri at the Battle of Arausio in 105 BC. [3] [a] At the concilium plebis where Servilius Caepio was tried, two tribunes attempted to veto proceedings, but were driven off by force. [4] Although the Senate vigorously tried to obtain his acquittal and he was defended by Lucius Licinius Crassus, Norbanus managed to secure Caepio’s conviction. Caepio was forced into exile to Smyrna, while his fortune was confiscated.

In 101 BC, Norbanus served as quaestor under Marcus Antonius, grandfather of the triumvir Mark Antony, in his campaign against the pirates in Cilicia. [5] In 94 BC, Norbanus was accused of minuta maiestas (treason) under the Lex Appuleia by Publius Sulpicius Rufus on account of the disturbances that had taken place at the trial of Caepio, but the eloquence of Marcus Antonius secured his acquittal. [6] [7]

This was followed by his election as Praetor in 89 BC, and his appointment as governor of Sicily. He kept the peace in his province, defending it against the Italian socii during the Social War. [8] He managed to capture Rhegium from the Samnites in 88 BC. [9] [10]

During the civil war between Gaius Marius and Lucius Cornelius Sulla he sided with Marius. [11] He was elected consul for 83 BC [12] at Mount Tifata, near Capua, he intercepted Sulla, who had returned to Italy from Greece. Sulla sent over some emissaries to discuss coming to terms with Norbanus, but they were thrown out when it became apparent that they were trying to suborn Norbanus’ men, who were mostly raw recruits. [13] Although Norbanus was helped by Quintus Sertorius, they were defeated by Sulla at the Battle of Mount Tifata, [14] losing around 6,000 men in the process. [ cita necesaria ] He managed to regroup his shattered army at Capua, [14] whereupon he eventually retreated to Cisalpine Gaul. [15] He and Gnaeus Papirius Carbo were defeated by Quintus Caecilius Metellus Pius at Faventia. [16] Norbanus was betrayed by one of his legates, Publius Tullius Albinovanus, who murdered many of Norbanus’ principal officers after inviting them to dinner [17] before surrendering Ariminium to Metellus Pius. [18]

Norbanus himself did not attend Albinovanus' invitation, and he managed to evade capture, fleeing to Rhodes. [17] After proscription by Sulla, he committed suicide in the middle of a market-place, while the leading citizens of Rhodes were debating whether to hand him over to Sulla's men. [19] [2]


Nota individual

Lucius Cornelius Cinna
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Lucius Cornelius Cinna[1] (d. 84 BC) was a four-time consul of the Roman Republic, serving consecutive terms from 87 to 84 BC, and a member of the ancient Roman Cinna family of the Cornelii gens. Cinna supported Gaius Marius in Marius's contest with Sulla. After serving in the war with the Marsi as praetorian legate, he was elected consul in 87 BC.

Breaking the oath he had sworn to Sulla that he would not attempt any revolution in the republic, Cinna allied himself with Marius, raised an army of Italians, and took possession of the city. Soon after his triumphant entry and the massacre of the friends of Sulla, by which he had satisfied his vengeance, Marius died. Lucius Valerius Flaccus was to became Cinna's colleague in 85 BC but was murdered by Gaius Flavius Fimbria. Gnaeus Papirius Carbo became Cinna's colleague in Flaccus' stead. In 84 BC, Cinna, during his fourth year as consul, was forced to advance against Sulla but while embarking his troops for Liburnia, Illyricum, he was killed in a mutiny (App. BC iv.1.77-78).

His youngest daughter, Cornelia, married Julius Caesar and died young after bearing him his only legitimate child, a Julia Caesaris who married Gnaeus Pompeius Magnus. His son, also named Lucius Cornelius Cinna, was a praetor who sided with the murderers of Julius Caesar and publicly extolled their action.

[edit] Notes
^ Latin: L·CORNELIVS·L·F·L·N·CINNA English: "Lucius Cornelius Cinna, son of Lucius, grandson of Lucius".

[edit] References
This article incorporates text from the Encyclopædia Britannica Eleventh Edition, a publication now in the public domain.
Precedido por
Lucius Cornelius Sulla and Quintus Pompeius Rufus Consul of the Roman Republic
with Gnaeus Octavius
87 BC Succeeded by
Lucius Cornelius Cinna and Gaius Marius
(suffect: Lucius Valerius Flaccus)
Precedido por
Lucius Cornelius Cinna and Gnaeus Octavius Consul of the Roman Republic
with Gaius Marius
(Suffect: Lucius Valerius Flaccus)
86 BC Succeeded by
Lucius Cornelius Cinna and Gnaeus Papirius Carbo
Precedido por
Lucius Cornelius Cinna and Gaius Marius
(Suffect: Lucius Valerius Flaccus) Consul of the Roman Republic
Gnaeus Papirius Carbo
85 BC Succeeded by
Lucius Cornelius Cinna and Gnaeus Papirius Carbo
Precedido por
Lucius Cornelius Cinna and Gnaeus Papirius Carbo Consul of the Roman Republic
Gnaeus Papirius Carbo
84 BC Succeeded by
Lucius Cornelius Scipio Asiaticus Asiagenus and Gaius Norbanus