Guía teórica Radiación

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Universidad Nacional de Salta Año: 2022 
Facultad de Ciencias Naturales 
Asignaturas: Agroclimatología (I.A) y Climatología (I.R.N y M.A) 
 
GUÍA TEÓRICA PARA EL TRABAJO PRÁCTICO 2 
 
RADIACIÓN 
 
La radiación es el proceso físico por el que la energía puede ser transmitida a 
través del espacio, sin que intervenga un medio de propagación ponderable como 
portador de la misma. La transmisión de energía por el proceso de radiación se 
produce desde un cuerpo más caliente a uno más frío, sin la participación de 
materia transmisora intermedia como portadora de la misma (Garabatos, 1991). 
 
La principal fuente de energía para nuestro planeta es el Sol, la energía que 
irradia tiene carácter ondulatorio y corpuscular, las ondas electromagnéticas 
viajan a una velocidad de 300.000 km/seg (velocidad de la luz) y lo hacen en 
línea recta. 
 
La intensidad de la radiación se mide en calorías/cm
2
 minuto (o Langley /minuto), 
mientras que la calidad se determina por la longitud de onda () distancia entre 
dos picos sucesivos de la onda, y frecuencia, cantidad de ondas completas que 
se transmiten por unidad de tiempo (figura 1). En dicha figura la frecuencia es de 
2 ciclos por segundo, o 2 Hz. 
 
 
Figura 1: Longitud de onda, amplitud y frecuencia de una onda electromagnética. 
 
La cantidad de radiación que recibe la Tierra, sin considerar la interferencia de la 
atmósfera, se ve afectada por cuatro factores: 
 
1. Emisión solar: de la cantidad total de energía solar enviada al espacio, la 
Tierra intercepta sólo la dos mil millonésima parte. La pequeña proporción que 
recibe se refleja en la diferencia existente entre las temperaturas superficiales 
del Sol y la Tierra. La temperatura media en la superficie del Sol es de 
aproximadamente 6.000 ºK (5.727 ºC), la de la atmósfera terrestre es de 250 
ºK (-23 ºC) y la de la Tierra es de 288 ºK (15 ºC). 
2 
 
Suponiendo que la Tierra y el Sol se comportan como cuerpos negros
1
 al 
aplicar la ley de Stefan-Boltzman, la energía emitida por estos cuerpos es 
proporcional a la cuarta potencia de su temperatura absoluta 
 E =  T4 donde: 
E: energía emitida por un cuerpo negro 
: constante de Stefan-Boltzman 
T: temperatura absoluta 
 
La longitud de onda () de máxima emisión es inversamente proporcional a la 
temperatura absoluta del cuerpo emisor, y se la puede calcular a través de la 
ley de Wien 
 máx = 2.884 () 
 T 
Aplicando esta ley en el caso del Sol, cuya temperatura en la superficie es de 
alrededor de 6000 K, la relación queda: 
máx = 2.884  K / 6000 K = 0,48  
 
Entonces, el sol emite la mayor cantidad de energía en longitudes de onda 
próximas a los 0,5. Si consideramos el caso de la Tierra, cuya temperatura 
promedio en superficie es aproximadamente de 300 K, la ecuación queda: 
máx = 2.884  K / 300 K  10  
 
 
 
Figura 2: Curvas de emisión del cuerpo negro a la temperatura del Sol (6000 K) y de 
la Tierra (300 K). 
 
 
1
 El nombre de Cuerpo negro fue introducido por Gustav Kirchhoff en 1862 para definir un 
cuerpo hipotético que absorbe toda la energía radiante que incide sobre él e irradia energía a la 
máxima tasa posible para una temperatura dada. 
http://www.ecured.cu/index.php/Gustav_Robert_Kirchhoff
http://www.ecured.cu/index.php/1862
3 
 
En la figura 2 se representan los espectros de emisión del Sol y la Tierra, en 
ella se puede observar que la Tierra emite la mayor parte de su radiación en 
longitudes de onda mayores que aquellas en las que emite el Sol. Por eso se 
dice frecuentemente que el Sol emite en "onda corta" y la Tierra lo hace en 
"onda larga”. 
 
Podemos afirmar que la radiación solar es muy intensa y de onda corta (máx = 
0,48) mientras que la radiación terrestre, mucho más débil, tiene su máxima 
intensidad a unas 10. 
 
2. Distancia del Sol: a causa de la excentricidad de la órbita que la Tierra 
describe alrededor del Sol, la energía recibida por una superficie perpendicular 
a los rayos en el Perihelio (3 de Enero) es superior en aproximadamente un 7% 
a la que recibe en el Afelio (4 de Julio) (figura 3). Sin embargo, ésta no es la 
causa de las estaciones. 
 
 
 
Figura 3: Excentricidad de la órbita terrestre, distancia Tierra-Sol, movimientos de la 
Tierra, solsticios y equinoccios. 
 
3. Duración del día: cuanto mayor es el tiempo que brille el Sol, mayor es la 
radiación que podrá recibir una determinada porción de la Tierra. 
 
Esto es consecuencia de la posición que adopta la Tierra con respecto al Sol 
en su movimiento de traslación, movimiento que realiza con su eje inclinado en 
un ángulo de 23°27’ con respecto a la perpendicular al plano de la eclíptica 
(figura 3). 
 
 
 
4 
 
4. Altura del Sol: el ángulo formado por los rayos solares y la tangente a la 
Tierra en un punto de observación (altura), afecta la cantidad de radiación 
recibida en ese punto. 
 
Cuanto mayor es la altura del Sol, más concentrada es la intensidad de 
radiación por unidad de área en la superficie terrestre (ley del coseno). Los 
factores que determinan la altura del Sol son la latitud del lugar, la época del 
año y la hora del día (figura 4). 
 
 
 
Figura 4: Inclinación de rayos solares según latitud, época del año y hora del día. 
 
El ángulo de altura solar varía entre 0° al amanecer y al atardecer, y un valor 
máximo que se registra al mediodía. Sólo en algunas latitudes será de 90°, en 
el Ecuador dos veces en el año, durante los equinoccios de primavera (el 21 de 
setiembre) y de otoño (el 21 de marzo). 
 
En una localidad cercana al Ecuador (figura 5) la altura del sol es máxima entre 
el solsticio de verano y los equinoccios. 
 
 
 
Figura 5: Altura del sol en latitud cercana al Ecuador al mediodía 
 
5 
 
En la provincia de Salta, se alcanza el valor de 90° en el lugar por donde pasa el 
trópico de Capricornio (latitud 23°27’ S) el día 21 de diciembre (solsticio de 
verano). En latitudes medias, mayores a las de los trópicos, la altura solar al 
mediodía nunca alcanza ese valor (figura 6). 
 
 
 
Figura 6: Altura del sol al mediodía en latitudes medias 
 
Influencia de la atmósfera 
 
Si se comparan los valores de radiación en el tope de la atmósfera, para iguales 
unidades de área y tiempo, con la que llega a la superficie terrestre, se encuentra 
una diferencia sustancial del 50 % o más. Ello debido a la interferencia de la 
atmósfera. 
 
Al atravesar la atmósfera se reduce la intensidad de la radiación y se altera su 
composición espectral. La mayor parte de la atenuación se produce en la región 
del infrarrojo cercano (0,7 - 4), y un poco menos en la región del ultravioleta (0,3 
- 0,4). La alteración y atenuación de la radiación solar al atravesar la atmósfera 
se debe a: 
 
 Reflexión: parte de la energía incidente en el tope de la atmósfera y de la que 
llega a la superficie terrestre es reflejada y devuelta al espacio. Un cuerpo que 
refleja devuelve la radiación sin modificar su intensidad ni calidad. La 
dispersión y reflexión producen desviación de los rayos solares dando lugar a 
la radiación difusa. 
 
 Dispersión: provocada por moléculas de aire y partículas sólidas 
suspendidas, partículas que actúan como difusoras (gases, vapor de agua, 
aerosoles). El rayo incidente se introduce en el cuerpo y emerge del mismo 
con su longitud de onda modificada. 
 
Se produce cuando la energía incidente sobre las "partículas" o gases 
atmosféricos tiene una longitud de onda mayor al tamaño de las partículas. 
Este fenómeno está regido por la ley de Rayleigh, que dice que la dispersión 
D es directamente proporcional a la cuarta potencia negativa de la longitud de 
onda del rayo incidente 
 D = cte. 
-4
 
6 
 
Cuanto mayor es la longitud de onda, menor es la dispersión, en 
consecuencia, ésta es selectiva. 
 
 Difusión: ocurre cuando la longitud de onda del rayo incidente es menor que 
el diámetro de la "partícula". Es una reflexiónen todas las direcciones; las 
nubes producen difusión. 
 
 Absorción: por parte de gases atmosféricos (oxígeno, ozono, vapor de agua, 
dióxido de carbono) cada uno de los cuales presenta zonas o franjas de 
absorción. La absorción es un proceso físico por el cual el cuerpo que recibe 
radiación la transforma en energía cinética molecular con el consiguiente 
aumento de su temperatura. En las capas más altas de la atmósfera se 
produce la absorción, en especial de radiación ultravioleta por el ozono, y en 
las más bajas el vapor de agua y el dióxido de carbono (principales gases con 
efecto invernadero: GEI) absorben en el infrarrojo (figura 7). 
 
Figura 7: Absorción de radiación en la atmósfera 
 
El comportamiento de la atmósfera dejando ingresar energía de onda corta, 
absorbiendo y reirradiando en onda larga, favorece el calentamiento de la 
misma cerca de la superficie de la tierra, lo que se conoce como efecto 
invernadero. 
 
BALANCE DE RADIACIÓN 
 
El sol representa la única fuente de energía calórica que llega a la superficie 
terrestre pues la que proviene de otras fuentes puede considerarse despreciable. 
 
7 
 
La energía solar que penetra en el suelo, aumenta la energía de sus moléculas y 
por consiguiente su temperatura; al mismo tiempo la tierra irradia calor hacia el 
espacio exterior. Estos procesos de entrada y salida de energía son permanentes 
y dan lugar a un equilibrio térmico. 
 
El balance de radiación representa la diferencia entre la radiación recibida o 
entrante y la radiación emitida o terrestre para un punto en la superficie del suelo 
(figura 8). 
 
 
 
Figura 8: Modelo de Balance de energía en el sistema Tierra-Atmósfera 
 
En resumen: 
 
Balance Alta atmósfera Entradas: 342 Wm
2 Salidas: (235 + 107) Wm
2
 
= 342 Wm
2 
Balance de Superficie 
Emitido: (390+78+24) Wm
2
 
= 492 Wm
2
 
Absorbido: (168 + 324) Wm
2
 
= 492 Wm
2
 
Balance nubes y atmósfera 
Absorbido: (67 + 24 + 78 +350) Wm
2
 
= 519 Wm
2
 
Emitido: (195 + 324) Wm
2
 
= 519 Wm
2
 
 
Flujos de radiación 
 
 Radiación Directa (RD): es la radiación que recibe la superficie terrestre 
cuando los rayos solares no han experimentado desviación alguna ni 
fenómenos tales como la dispersión y la reflexión difusa. 
 Radiación difusa (Rd): comprende la radiación que alcanza la superficie de 
la tierra pero que ha experimentado en su trayectoria efectos de dispersión y 
reflexión difusa debido a los distintos constituyentes de la atmósfera. 
 Radiación global (Rg): suma de la radiación directa y difusa. 
8 
 
 Radiación reflejada o albedo (A): parte de la energía radiante que llega al 
suelo y es devuelta hacia la atmósfera por reflexión. Al ser reflejada, la 
radiación no experimenta transformación alguna. 
 Radiación terrestre (Rt): es la radiación emitida por el suelo, es radiación 
térmica y por lo tanto, función de la temperatura de la superficie terrestre (ley 
de Stephan-Boltzman) 
 Radiación atmosférica o Contrarradiación (Ra): es la radiación emitida por 
la atmósfera atribuible a la absorción de una fracción de la radiación terrestre 
por parte del vapor de agua, anhídrido carbónico, ozono y polvo en 
suspensión (componentes de la atmósfera) 
 Radiación efectiva (Re): diferencia entre la radiación terrestre y la 
atmosférica. Significa la radiación que se pierde para la economía calórica 
terrestre. 
 
Balance diurno de radiación: 
 
La radiación neta (RN) o balance de radiación, diferencia entre la energía que 
ingresa y la que egresa del sistema, durante el día será: 
 
RN (d): RD + Rd - A - Rt + Ra 
 
Balance nocturno de radiación: 
 
Durante la noche no ingresa radiación solar, por lo tanto el balance será: 
 
 RN (n): - Rt + Ra 
 
Radiación recibida 
 
Se denomina Radiación teórica o astronómica al valor calorífico de la radiación 
solar que alcanza una superficie unitaria en el límite de la atmósfera durante el 
día. Los datos de Radiación teórica se hallan tabulados según latitud y época del 
año. 
 
La radiación recibida por unidad de superficie de suelo es inferior a la que arriba 
al límite superior de la atmósfera, la radiación de onda corta que realmente 
alcanza la superficie terrestre es la que se define como Radiación global. Ésta 
puede ser medida por medio de un piranógrafo, la falta de observación de este 
elemento puede ser salvada a través de su estimación, a partir de la radiación 
teórica o astronómica que correspondería recibir en cada lugar de acuerdo a su 
latitud y época del año y de la condición de la atmósfera. El principal efecto 
reductor que ejerce la atmósfera depende de la nubosidad existente. 
 
Balance de radiación a escala mundial (macroescala) 
 
La región ecuatorial recibe del Sol, por término medio, más energía que la polar; 
también las pérdidas en radiación de onda larga son mayores para el ecuador 
que para los polos. Pero para la región ecuatorial las pérdidas son menores que 
las ganancias, mientras que para la región polar las ganancias son menores que 
las pérdidas. Dado que no se produce un calentamiento progresivo del ecuador ni 
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un enfriamiento de los polos, esto quiere decir que existe un transporte meridional 
continuo de energía del ecuador a las latitudes altas (figura 9), de manera que 
este desequilibrio se compensa. El transporte del exceso de energía de la zona 
ecuatorial hacia la zona polar, deficitaria, está relacionado estrechamente con el 
movimiento atmosférico y se realiza mediante los siguientes mecanismos: 
 
- aproximadamente el 10% lo transportan las corrientes oceánicas a unos 35º de 
latitud; 
 
- el otro 90% lo transporta la atmósfera en la troposfera en forma de calor 
sensible (es decir por convección, difusión molecular y difusión turbulenta), calor 
latente, energía potencial y energía cinética, también sobre la latitud 35º. De 
estos mecanismos los más importantes son el calor sensible y el calor latente, 
que están estrechamente ligados a la circulación general. 
 
 
 
Figura 9: Transferencia de energía de las latitudes bajas, con exceso, hacia las altas, 
con déficit, para compensar el desequilibrio 
 
Estimación de la radiación recibida 
 
Existen diversas fórmulas para la estimación de la radiación recibida en un lugar. 
Las más conocidas son las fórmulas de Penman y la de Black. 
 
Fórmula de Penman: 
 
Penman emplea para la estimación de la intensidad de la radiación una función 
cuya ecuación corresponde a la de una recta: 
 
Qr/Qa = 0,18 + 0,55 h/H 
 
 Qr = Qa (0,18 + 0,55 h/H) 
 
Qr = Radiación recibida o global 
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Qa = Radiación astronómica o teórica 
0,18 y 0,55 = constantes que dependen del lugar. 
h/H = heliofanía relativa 
 
Fórmula de Black: 
 
Tiene la ventaja de trabajar con datos de nubosidad, elemento que no requiere de 
aparatos para su medición, y es por esa causa más inexacta. 
 
 Qr = Qa (0,803 - 0,34 N - 0,458 N
2
) 
 
N = grado de nubosidad en décimos 
 
Nota: Es usual encontrar valores de nubosidad expresados en octas (0 = despejado; 8 = cielo 
cubierto); se pueden transformar los valores según la siguiente ecuación: 
 
 N décimos = N octos 
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HELIOFANÍA 
 
La heliofanía es la duración del brillo solar sobre un lugar. La cantidad de horas y 
décimos de hora de luz solar que diariamente ocurren en un lugar se denomina 
Heliofanía teórica o astronómica (H). Es un elemento astronómico y por lo tanto 
depende sólo de la latitud y la época del año (su valor se obtiene de tablas) 
 
La cantidad de horas y décimos de hora en que el sol brilla realmente en un lugar 
con suficiente intensidad, se denomina Heliofanía real o efectiva (h). Este valor 
se obtiene por medio de un instrumento denominado heliofanógrafo (foto 1). 
 
 
 
Foto 1: heliofanógrafo de Campbell-Stokes 
 
La relación entre ambos valores se denomina Heliofanía relativa (h/H), y se 
expresa en porcentaje. 
 
 h/H = heliofanía efectiva x 100 
 Heliofanía teórica 
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ACCIÓN BIOCLIMÁTICA DE LA RADIACIÓN 
 
Laradiación solar es el elemento fundamental de los procesos físicos y biológicos 
que ocurren en la biósfera. La luz recibida es utilizada de muy diversas maneras 
por la vegetación según su intensidad, calidad, incidencia, duración. 
 
Los efectos biológicos que provoca o estimula la luz solar, pueden ser 
considerados como: 
 
 Efectos fotoenergéticos: producidos por la cantidad o intensidad de energía 
provista para el proceso de formación de materia orgánica por fotosíntesis, 
actuando como un elemento auxígeno. 
 
 Efectos fotoestimulantes: producidos por la calidad lumínica, ya sea en el 
alargamiento de tallos, expansión foliar, formación de pigmentos, y 
especialmente por la duración diaria del período luminoso a través del 
fenómeno conocido como fotoperiodismo, en este caso actuando como un 
elemento anaptígeno. 
Efectos fotoenergéticos 
El aprovechamiento de la energía calorífica de la radiación solar en el proceso de 
fotosíntesis consiste en la transformación del CO2 del aire en materia orgánica 
(hidratos de carbono) con la intervención de la clorofila. 
Sólo una reducida cantidad de energía radiante disponible en la biósfera es 
aprovechada por las plantas en la fotosíntesis, que en términos medios es de 1 a 
2%, y puede alcanzar el 4 o 5% en cultivos muy eficientes o en condiciones de 
alta provisión de CO2. Los niveles de aprovechamiento de un cultivo, dependen 
de la edad o etapa de su ciclo, del índice de área foliar (IAF), de la densidad de 
siembra, de la disposición foliar, de la concentración de CO2, de la temperatura, 
del contenido de agua edáfica, entre otras cosas. 
Mientras que la fotosíntesis es un proceso de formación de materia orgánica y 
ocurre de día por la disposición de la luz, la respiración es un mecanismo de 
gasto de materia orgánica y es continuo, día y noche. 
La fotosíntesis neta es la diferencia entre lo producido (fotosíntesis) y lo 
consumido (respiración), representa la materia orgánica acumulada diariamente 
por la planta y es la que le permitirá crecer, por lo que en este caso la radiación 
actúa como un elemento auxígeno. 
Efectos fotoestimulantes 
Fototropismo 
Dentro de las acciones fotoestimulantes de la radiación solar, se encuentran las 
producidas por su calidad (rango de longitud de onda) y por la dirección de la 
incidencia (tropismos). 
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El fototropismo es la capacidad de una planta u órgano de la planta, de cambiar 
la dirección de su crecimiento normal cuando ocurren cambios en la luz. 
Es una respuesta de la planta (o parte de ella) ante el estímulo de la luz que se 
manifiesta en un crecimiento direccional que puede ser positivo (en el mismo 
sentido) o negativo (en sentido contrario) al que actúa el estímulo. Se considera 
como fototropismo positivo la reacción a la luz de los tallos o partes aéreas de las 
plantas, que se inclinan o curvan hacia la luz y fototropismo negativo a la reacción 
de las raíces que crecen en dirección contraria a la luz. 
La explicación fisiológica del fenómeno se encuentra en las auxinas 
(fitohormonas que actúan como reguladoras de crecimiento) y su concentración 
en la planta. El papel de las auxinas es fundamental en la elongación y 
crecimiento general de las células. Se ha encontrado que las auxinas tienen 
también efecto en la división y diferenciación celular, en este último caso 
especialmente en relación con los elementos conductores. 
Cuando una yema terminal de un tallo es expuesta a la luz, de tal modo que un 
lado está más iluminado que el otro, se produce un aumento de la concentración 
en el lado menos iluminado debido al desplazamiento de la auxina. Como 
consecuencia de la ocurrencia de una mayor concentración de auxina, el 
crecimiento es mayor en ese lado y se produce, por lo tanto, una inclinación del 
tallo hacia la luz (figura 10). 
 
Figura 10: Esquema de desplazamiento de la auxina hacia el lado no iluminado, 
provocando la iluminación del tallo. 
 
Fotoperiodismo 
La acción bioclimática más importante de la radiación se debe al efecto que 
ejerce la duración del período diario de iluminación sobre el desarrollo vegetal. 
A la duración del período luminoso con efecto biológico, que se extiende entre la 
hora de comienzo del crepúsculo matutino hasta la hora de finalización del 
crepúsculo vespertino se la conoce en biometeorología como “fotoperíodo”, con 
variaciones según latitud y época del año. 
El fotoperíodo siempre genera un efecto bioclimático positivo y favorable para la 
expresión de los procesos que se suceden en el ciclo vital de una planta, 
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especialmente la floración. La luz del fotoperiodo ejerce su acción sobre los 
tejidos verdes de la planta en momentos diferentes del ciclo vegetal, cuando 
estimulan a la planta a desarrollarse, lo que se denomina inducción fotoperiódica. 
El esquema de variación anual y diaria del fotoperíodo muestra una regularidad y 
concordancia que es propia de la posición geográfica latitudinal. La variación 
entre la duración de los fotoperíodos más largo y más corto del año, función de la 
latitud, se corresponde también con la duración de los fotoperíodos diarios, 
registrándose los días más largos en verano y los más cortos en invierno. 
Para distinguir la acción de los fotoperíodos anuales se puede representar el ciclo 
anual mediante una curva como la de la figura 11. En ella, el fotoperíodo medio 
anual, establece una separación entre fotofase positiva (con fotoperíodos de 
mayor duración que el medio) y fotofase negativa (con fotoperíodos de menor 
duración que el medio). Dentro de cada fotofase, el sentido creciente o 
decreciente de la duración del fotoperíodo, señala respectivamente las ramas 
ascendentes y descendentes. 
 
Figura 11: Variación anual de las amplitudes fotoperiódicas y clasificación de las plantas 
según sus necesidades de duración del día. 
Basado en estos conceptos, Burgos (1952) desarrolló un esquema de 
clasificación o denominación bioclimática de los vegetales, de acuerdo a la 
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coincidencia de sus ciclos ontológicos en cuanto a la sensibilidad que 
experimentan con los períodos de variación anual del fotoperíodo. Así, con 
relación al fotoperiodismo clasificó a los vegetales en tres grupos (figura 11): 
a. Fotocíclicos: aquellas especies que presentan tejidos activos a la luz 
durante un ciclo completo de variación en la duración del día o más. 
Comprende todas las especies de hojas siempre verde (perennes). 
Ejemplos: cítricos (limonero, naranjo, pomelo, mandarina). 
b. Parafotocíclicos: aquellas especies que presentan tejidos activos a la 
luz en ambas fases del ciclo de variación anual del día, sin llegar a 
completarla. Ejemplo: cereales de invierno (trigo, avena, cebada, 
centeno). 
c. Afotocíclicos: aquellas especies que presentan tejidos activos a la 
acción de la luz, sólo en la fase positiva del período de variación anual 
del fotoperíodo. Ejemplo: cultivos de verano (maíz, soja). 
Requerimiento bioclimático de luz (o sombra) en forestales 
El comportamiento de los organismos en la naturaleza responde a la interacción 
de las características genéticas y de los factores ambientales, lo que permite 
expresiones diferentes de comportamiento que forman un continuo. 
Tradicionalmente se han definido grupos ecológicos que permiten reconocer y 
agrupar especies que poseen determinadas características biológicas y 
ecológicas. 
Finegan y Delgado (1997) proponen llamar gremios a los grupos que definen 
como conjuntos de individuos que utilizan uno o varios recursos del ambiente en 
forma similar. Estos gremios agrupan especies que comparten patrones similares 
de exigencias de radiación lumínica, regeneración y crecimiento. 
A continuación se definen dos gremios según el requerimiento bioclimático de luz 
(o sombra) 
1. Plantas heliófitas o “pioneras”: son plantas no tolerantes a la sombra. 
Requieren de un alto grado de iluminación para desarrollarse. Se 
subdividen en: efímeras y durables. 
Heliófitas efímeras: también llamadas“gremio de regeneración”, plantas 
pioneras o colonizadoras. Son especies grandes, de crecimiento rápido, ciclo de 
vida relativamente corto y se encuentran con mayor densidad en claros recientes 
o áreas a plena luz. Son especies intolerantes a la sombra, de reproducción 
masiva y precoz; el crecimiento es rápido en buenas condiciones de luz y tienen 
una vida corta, aptas para la colonización de espacios abiertos; las semillas 
mantienen su viabilidad por largo tiempo y a menudo se encuentran en los 
bancos de semillas. 
Ejemplos: Tipuana tipu “tipa blanca”, Pterogyne nitens “tipa colorada”, 
Anadenanthera colubrina “cebil” y Gleditsia amorphoides “espina corona”. 
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Heliófitas durables: también llamadas “gremio de sol”. Son especies de vida 
relativamente larga, pueden tener un crecimiento entre rápido y regular, y 
alcanzar grandes dimensiones, tanto en diámetro como en altura. Para su 
crecimiento inicial requieren menos luz que las efímeras. Se caracterizan porque 
en su mayoría se diseminan con el viento, producen abundantes semillas, 
colonizan claros en el bosque, o áreas deforestadas, son agresivas, de rápido 
crecimiento y generalmente de maderas suaves y livianas. 
Son especies intolerantes a la sombra, de vida relativamente larga, cuyas 
semillas mantienen viabilidad por menos tiempo que las heliófitas efímeras. 
Ejemplos: Cedrela balansae “cedro Orán”, Juglans australis “nogal”, Jacaranda 
mimosifolia “jacarandá”, Acacia praecox “garabato” y especies del bosque 
chaqueño Aspidosperma quebracho blanco “quebracho blanco” y Schinopsis 
balansae “quebracho colorado”, Prosopis sp. “algarrobo”, Caesalpinia 
paraguariensis “guayacán”. Especies forestales exóticas como los Eucaliptus sp. 
y Pinus sp. 
2. Plantas esciófitas o “no-pioneras”: son plantas tolerantes a la 
sombra. Requieren de sombra para establecerse, no se establecen a plena 
luz. Se subdividen en: parciales y durables. 
Esciófitas parciales: también llamadas “gremio de sol parcial”. Son plantas que 
se desarrollan bajo sombra, pero requieren de luz para pasar a la etapa final de 
desarrollo. Son de fructificación irregular y en épocas poco predecibles. 
Ejemplos: Handroanthus impetiginosus “lapacho rosado”, Handroanthus albus 
“lapacho amarillo”, Maclura tinctoria “mora”, palmeras, entre otras especies. 
Esciófitas totales: también llamadas “gremio de sombra”. Son plantas que no 
requieren de iluminación directa para su desarrollo, crecen bajo sombra y se 
regeneran en cualquier lugar bajo el dosel del bosque. 
Las especies esciófitas totales se caracterizan generalmente por su lento 
crecimiento, su capacidad de establecerse y crecer bajo sombra, diámetros 
pequeños a medianos de los árboles adultos, latencia mayor a la del grupo de las 
heliófitas. Generalmente son especies de maderas duras y pesadas, semillas y 
plántulas de tamaño mediano a grande y mayor superficie foliar (hojas anchas). 
Ejemplos: Myroxylon peruiferum “quina colorada”, Ocotea porphyria “laurel”, 
Myrcianthes pungens “mato”, Calycophyllum multiflorum “palo blanco”, 
Phyllostylon rhamnoides “palo amarillo”, Pisonia zapallo “zapallo caspi” y mayoría 
de lianas, helechos y plantas epifitas, entre otras especies. 
 
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Bibliografía consultada: 
 
BARRY, R.G y R.J CHORLEY. 1985. Atmósfera, tiempo y clima. Ediciones 
Omega. Tercera Edición. Barcelona. España. 
 
CASAS CASTILLO, M. y M. ALARCÓN JORDÁN. 1999. Meteorología y clima. 
Ediciones UPC. Barcelona, España. 
 
DONOSO ZEGERS, C. 1997. Ecología Forestal. El bosque y su medio ambiente. 
Quinta edición. Editorial Universitaria. Universidad Austral de Chile. Santiago de 
Chile. 
 
FINEGAN y DELGADO. 1997. En: Louman, B; Quirós D; Nilsson M. Silvicultura 
de bosques latifoliados húmedos con énfasis en América Central. CATIE, 
Turrialba, Costa Rica. Eds 2001. 
 
GARABATOS, M. 1990. Temas de Agrometeorología. Tomo 2. Orientación 
Gráfica Editora S.R.L. Buenos Aires. Argentina. 
 
MURPHY, G et al. 2011. Agrometeorología. Ediciones FAUBA. Buenos Aires. 
Argentina. 
 
PASCALE, A. y E. DAMARIO. 2004. Bioclimatología agrícola y Agroclimatología. 
Editorial Facultad de Agronomía. Universidad de Buenos Aires. 
 
STRAHLER, A.N. 1994. Geografía Física. Ediciones Omega, S.A. Tercera 
Edición. Barcelona. España. 
 
 
 
Página web consultada: 
http://redaf.org.ar/descargas/ (Fecha consulta: 21 de agosto de 2022) 
 
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