Durante y tras periodos de precipitaciones prolongadas o intensas, las partes medias y altas de las laderas de la cuenca se ven densamente afectadas por multitud de movimientos de ladera y flujos. Según VanDine (1996), el inicio de estos fenómenos requiere de una pendiente mayor a los 25° (47%). Vilaplana et al. (2002) recomiendan que en contextos geológicos similares al de la zona de estudio, y partiendo de datos topográficos de escasa calidad y baja precisión, se establezca un factor de seguridad y se reduzca dicho ángulo a 22°. Así pues, las características de los materiales afectados por movimientos de ladera, las elevadas pendientes de la zona y el grado de saturación del suelo conforman los factores condicionantes que controlan este tipo de procesos. La probabilidad de que se generen flujos torrenciales y de que contengan o no un cierto porcentaje de carga sólida depende esencialmente de tres factores:

De la precipitación acumulada durante el episodio de lluvias extraordinario. Es importante destacar que la intensidad de la precipitación es un factor determinante y puede dar lugar, en función de las dimensiones y de la morfología de la cuenca, a fenómenos de tipo inundación repentina, incluso cuando las cantidades acumuladas no alcancen los valores anteriormente establecidos.

De esta manera, el aumento del porcentaje de material aportado al flujo principal por movimientos de ladera y flujos secundarios genera un incremento de la carga sólida que hace que estos procesos, inicialmente acuosos, puedan evolucionar en un mismo evento a flujos hiperconcentrados y, si se dan las condiciones necesarias, transformarse en flujos de detritos. Debido a la alta intensidad de las precipitaciones y al escaso tiempo de concentración de este tipo de cuencas, los procesos descritos pueden llegar a darse de forma rápida y efímera y dar lugar a fenómenos de tipo inundación repentina.

El desbordamiento de los flujos generados siempre se produce sobre las zonas de abanico aluvial. Esto puede deberse a que la capacidad portante del cauce principal no es suficiente para canalizar el volumen de agua y material transportado, a que los márgenes de la canalización, en caso de que existan, se desestabilizan y acaban rompiéndose o a una combinación de ambos factores. Estos márgenes pueden ser naturales, generados por la propia dinámica incisiva del río, o antrópicos. Los márgenes antrópicos construidos en la zona suelen ser de dos tipos: a)muros de gaviones o b) muros de material dragado del lecho del propio río. Los muros de gaviones suelen ser efectivos para pequeñas avenidas, pero poco eficaces para soportar el empuje de flujos torrenciales puesto que, debido a la erosión basal, se desestabilizan y acaban volcando (Figura 3a y 3b). Los muros de material dragado (Figura 3c) no son recomendables puesto que dicho material no se suele consolidar y, por lo tanto, queda disponible para ser erosionado e incorporado al flujo, aunque este no sea de carácter extraordinario.

Existen diferentes metodologías que permiten analizar las características de este tipo de fenómenos y su distribución y alcance espacial. El método geomorfológico integrado, desarrollado por algunos autores como Fernández-Lavado (2010), Serra-Creixell (2011) y Gurdiel-Pérez (2014), es un método cualitativo basado en el análisis histórico del material gráfico disponible y en el trabajo de campo en busca de indicadores geomorfológicos que aporten datos acerca del alcance de fenómenos pasados y de la probabilidad relativa de alcance de fenómenos futuros. Dado que los mapas de inventarios de procesos geodinámicos son una herramienta básica para evaluar los riesgos en una determinada región (Insuasty-Enríquez, 2012), este tipo de análisis y la posterior integración de los datos recogidos en un mapa de indicadores geomorfológicos son esenciales para conocer in situ los fenómenos estudiados. Existen también otras metodologías como el modelo adoptado por la Soil and Water Conservation Bureau of Taiwan, basado en ecuaciones empíricas, que establece la extensión deposicional de los flujos en función del volumen de material implicado y del ángulo de la pendiente por debajo del ápice del abanico aluvial (Hsu et al., 2010). Finalmente, las líneas de trabajo más recientes, analizan el alcance de este tipo de fenómenos a partir de modelos numéricos que simulan el comportamiento espacial de flujos, tanto acuosos como con carga sólida, en función de diferentes parámetros. Algunos de estos como HEC-RAS, desarrollado por el US Army Corps of Engineers (USACE, 2018), son modelos hidráulicos que permiten simular flujos esencialmente acuosos mediante la generación de perfiles de superficies de agua en regímenes de flujo mixto, subcrítico y supercrítico (Hernández et al., 2012). Otros autores como Oliva-Hernández (2007), Hsu et al. (2010), Lin et al. (2011), Caballero y Capra (2014) y Sepúlveda et al. (2016) han generado modelos a partir del software FLO-2D. Este permite añadir la componente de la carga sólida al flujo a partir de diferentes opciones y, de esta manera, obtener resultados del alcance y la distribución espacial de flujos hiperconcentrados y flujos de detritos. Bateman et al. (2007) desarrollan también un modelo bidimensional para la simulación de flujos llamado FLAT Model, el cual se alimenta de varias mallas de información como la topografía, las condiciones iniciales, las condiciones de contorno, la rugosidad, la profundidad máxima erosionable, etc. Este tipo de programas son una herramienta útil para predecir, de manera aproximada, el comportamiento hidráulico de los flujos durante su transporte y la configuración de la zona de depósito de los mismos (Caldiño et al., 2002). Además, sus resultados son muy importantes para establecer las posibles áreas afectadas y son un elemento esencial para generar mapas de riesgo (Hsu et al., 2010).

Figura 3 Figura 3 a) Gaviones volcados en el margen derecho de la canalización principal del río. La flecha amarilla indica la dirección del movimiento de los gaviones. b) Muro de gaviones afectado por erosión basal. Las flechas amarillas indican la dirección del movimiento de los gaviones. c) Tramo de canal dragado cercano a la población de Santiago de Atitlán. En la fotografía se observa cómo el material dragado se acumula en los bordes del canal a modo de dique sin realizar sobre él ningún tipo de consolidación.

No obstante, partiendo de la base de que la topografía es fundamental a la hora de calibrar un modelo (Stevens et al., 2002; Bateman et al., 2007; Dávila et al., 2007), es importante destacar el error implícito que puede existir en los resultados de este tipo de modelizaciones en función de la precisión y de la resolución de los modelos digitales de elevación (DEM, por sus siglas en inglés) disponibles. Por otro lado, también hay que considerar cuáles son los objetivos de la simulación a realizar y qué tipo de escenario se pretende diseñar puesto que, por ejemplo, modelizaciones de fenómenos usando topografías posteriores al evento estudiado pueden ser la causa de depósitos falsos o desviaciones de flujo (Bateman et al., 2007). Además, hay que tener en cuenta que algunos de los valores de los parámetros requeridos por estos modelos como el esfuerzo de cedencia, el coeficiente de rugosidad y la concentración volumétrica de sedimento tienen efectos significativos en los resultados simulados (Hsu et al., 2010) y muchas veces son de complicado cálculo o de gran variabilidad incluso dentro de un mismo evento, donde la concentración y la reología de los materiales pueden variar significativamente y la dominancia de esfuerzos viscosos y turbulentos puede alternarse y dar lugar a oleadas de flujo o pulsaciones (FLO-2D Software INC., 2017). Así pues, la elección de uno u otro valor puede modificar substancialmente los resultados.

La geología de la cuenca está estrechamente ligada a los tres ciclos volcánicos y sismo-estructurales que han afectado al sistema caldérico de Atitlán, denominados Atitlán I, II y III respectivamente. Estos ciclos controlaron el crecimiento de estratovolcanes, la generación de diversos episodios eruptivos de carácter silíceo y la formación de tres grandes calderas (Newhall, 1987). El primero de ellos se originó hace 14 m.a. y el último hace 1 m.a. y fue el que dio lugar, como consecuencia de la gran erupción de “Los Chocoyos” (Núñez-Álvarez y Martínez-Cobo, 2011a), al colapso de la cámara magmática y a la formación de la última caldera, ocupada actualmente por el lago Atitlán. Los materiales cuaternarios que afloran en la cuenca (Figura 1) son depósitos aluviales (Qal1/Qal2/Qal4) y coluviales (Qcol2), depósitos piroclásticos (Qpa4) y depósitos de flujos de lavas, lodos y piroclastos (QTa). De forma aislada también aparecen niveles terciarios de metasedimentos asociados al relleno de caldera del ciclo Atitlán II (Tcf2) (Figura 1) (Núñez-Álvarez y Martínez-Cobo, 2011a, 2011b).

La extensión de la cuenca de Tzununá es de 7.5 km2, su cota más baja se sitúa a 1563 m, a nivel del lago Atitlán, y su punto más elevado a 2782 m. La cota inferior oscila en función de las variaciones estacionales de la altura de la lámina de agua del lago. La longitud del río principal es de 3.8 km, con un desnivel acumulado de 1219 m. Su morfología, el pronunciado relieve y las pendientes elevadas son consecuencia directa de la formación de la caldera y de la intensa actividad fluviotorrencial a la que queda sujeta durante la época de lluvias. La superficie de la cuenca está subdividida en cuatro subcuencas (Figura 1). Solo una de ellas, la subcuenca 4, presenta circulación de aguas perennes a lo largo de su cauce principal. La red hidrológica es de tipo dendrítico en las zonas altas y de tipo trenzado en las zonas bajas de abanico.

Durante las dos últimas décadas, la zona del lago Atitlán se ha visto afectada por los ciclones tropicales Mitch (1998), Stan (2005) y Agatha (2010) y por diversos episodios de lluvias intensas de menor magnitud (Figura 2). Estos fenómenos llegaron a generar cantidades de precipitación acumulada en dos días consecutivos de 383 mm en el caso del huracán Stan en el 2005 y de 269 mm en el caso de la tormenta tropical Agatha en el 2010, y fueron los factores desencadenantes de numerosos movimientos de ladera y flujos torrenciales que afectaron a la región. El huracán Stan se formó el 1 de octubre de 2005 en la costa este de la península de Yucatán y avanzó en dirección oeste cruzándola y atravesando el golfo de México hasta deshacerse, el día 5 de octubre, en el estado de Oaxaca (México). Agatha se formó delante de la costa pacífica guatemalteca el 29 de mayo de 2010, avanzó hacia el continente en dirección noreste y acabó deshaciéndose sobre los territorios de la Sierra Madre del Sur el día 30 del mismo mes. En Tzununá, ambos ciclones provocaron el desbordamiento del río que transcurre a lo largo del abanico aluvial ocasionando graves daños en las viviendas ubicadas en las zonas afectadas.

Como consecuencia del paso del huracán Stan en el 2005 se contabilizaron, mediante el análisis de las fotografías aéreas, un total de 373 movimientos de ladera y flujos torrenciales sobre la superficie que cubre la cuenca de Tzununá. Teniendo en cuenta su extensión, la densidad de movimientos en la zona fue de 49 por km2. En la Figura 4 se puede comprobar cómo la gran mayoría de zonas de inicio de movimientos de ladera y flujos torrenciales se localiza en los sectores con pendientes superiores a 22°, los cuales abarcan el 68% de la superficie total de la cuenca. En la zona de abanico aluvial el flujo principal desbordó generando un depósito de material de 0.03 km². Durante el paso de la tormenta tropical Agatha (2010) se dieron un total de 17 movimientos de ladera y flujos torrenciales, 2.2 movimientos por km². En este caso el flujo generado, de carácter más acuoso que el que generó Stan, socavó la base de uno de los muros de gaviones construidos posteriormente al año 2005 (Figuras 3a, 3b y 5). La estructura volcó hacia el lecho del río perdiendo eficacia y provocando el desbordamiento aguas abajo de este. El punto de desbordamiento coincidió con el punto por donde también desbordó el flujo generado por Stan en el 2005.

Figura 4 Figura 4 Mapa de pendientes y localización de la red hidrológica y de los movimientos de ladera y flujos torrenciales generados por el huracán Stan-2005. Sistema geográfico de referencia: GTM (Guatemala Transversa Mercator) / Datum: WGS 1984.

La cartografía geomorfológica de indicadores antecedentes se ha realizado mediante tres pasos:

Recopilación de información existente y análisis de fotografías aéreas.

Se llevó a cabo una recopilación de trabajos previos realizados en la zona de estudio por Núñez-Álvarez y Martínez-Cobo (2011a, 2011b), Paricio-Salas (2011), Serra-Creixell (2011) y Hernández et al. (2012) y una fotointerpretación detallada para identificar morfologías asociadas a los fenómenos hidrogeomorfológicos ocurridos. Para ello, se han utilizado las fotografías aéreas de los vuelos realizados en los años 2006 y 2011, ambos posteriores a los fenómenos hidrometeorológicos tomados como referencia. Durante el trabajo de campo se ha realizado un reconocimiento de las zonas de inicio de movimientos de ladera y flujos torrenciales, de los puntos de desbordamiento y de los depósitos generados en las zonas de llegada. También se han geolocalizado y delimitado todos los indicadores antecedentes y elementos geomorfológicos y morfodinámicos observados: canales funcionales principales y secundarios, canalizaciones antrópicas, superficie de abanico aluvial, frentes de paleodesembocadura, zonas de inicio, trayecto y llegada de movimientos de ladera y flujos torrenciales, divisorias de agua principales (parteaguas) y secundarias (crestas de depósito), zonas erosivas y deposicionales y niveles históricos del lago. Además, se ha realizado una cartografía detallada de la distribución y tipología de los muros levantados a lo largo de los márgenes del río principal en su tramo final (Figura 5). Paralelamente se ha recopilado información testimonial de los habitantes de la zona que ha sido de especial importancia para describir la dinámica y para cuantificar la magnitud y tipología de los procesos analizados. Los datos recogidos y la información generada se han integrado y representado en un mapa geomorfológico de indicadores antecedentes (MGIA) (ver apartado de “resultados”). Finalmente se han hecho observaciones y se han recogido datos durante periodos de lluvias intensas acontecidos en la zona. Esto ha ayudado a entender de forma más clara la dinámica de los fenómenos y a obtener datos reales in situ utilizados posteriormente para validar los resultados de las modelizaciones.

Figura 5 Figura 5 Mapa de tipología de muros y márgenes. Ampliación del tramo bajo del canal principal (ver Figura 1d).

El software FLO-2D, desarrollado por O’Brien et al., (1993), es un modelo bidimensional de diferencias finitas aprobado por la FEMA (Federal Emergency Management Agency) como modelo hidráulico (FLO-2D Software INC., 2017) y concebido para modelizar avenidas y flujos de diferentes características sobre una superficie de terreno previamente delimitada. El modelo destaca, respecto a otros, tanto por la posibilidad de simular flujos con porcentajes variables de carga sólida de diferentes propiedades reológicas como por su carácter bidimensional. Además de ofrecer información del recorrido del flujo teniendo en cuenta ocho direcciones potenciales de avance, da una predicción de altura de flujo acumulada y de velocidad para cada una de las celdas que conforman la malla sobre la que se desarrolla la modelización. Cabe destacar que la predicción de altura de flujo no es siempre equiparable a zonas de acumulación de detritos, sino que representa la máxima profundidad de flujo independientemente de si se generan o no depósitos de material.

Los parámetros principales que utiliza para su desarrollo son: a) la topografía, b) los valores de precipitación/caudal, c) el porcentaje de concentración de carga sólida, d) los valores del coeficiente de Manning (n), e) los parámetros reológicos y la granulometría de los sedimentos y detritos transportados y f) el número de Froude. Para la integración de toda la información necesaria se utiliza el pre-procesador GDS (Grid Developer System), a partir del cual se genera una malla que permite asignar a cada una de las celdas que la componen los diferentes valores y datos disponibles. En el presente estudio se ha utilizado la versión 2011 de FLO-2D.

La información topográfica para la modelización se generó a partir de un DEM con una resolución de 15×15 m junto con una topografía de detalle del cauce del canal funcional principal de 5×5 m de resolución, obtenida a partir de un levantamiento topográfico con estación total. Estas dos fuentes de datos espaciales se han integrado en una sola a partir del software MICROSTATION (Bentley Systems) para obtener una topografía de detalle del abanico aluvial y, en consecuencia, una mayor precisión en los resultados finales. La correcta integración de ambas fuentes de datos se ha contrastado y corregido comparando las dimensiones y el calado de secciones reales levantadas en campo con diversas secciones del DEM integrado.

Los valores de precipitación utilizados se han obtenido de los datos de intensidad horaria registrados por el INSIVUMEH (2013) (Instituto Nacional de Sismología, Vulcanología, Meteorología e Hidrología de Guatemala) durante la tormenta tropical Agatha en el 2010 en la estación meteorológica de Santiago de Atitlán, situada a 11.5 km de la zona de estudio (1b). El cálculo de la precipitación efectiva y de los valores de caudal resultante se ha realizado mediante el software HEC-HMS (US Army Corps of Engineers). Para el cálculo de pérdidas y de precipitación efectiva se ha utilizado el método del número de curva (CN) desarrollado por el NRCS (Natural Resources ConservationService) (Hernández et al., 2012). Para la transformación del exceso de precipitación (precipitación efectiva) en escorrentía superficial se ha empleado el método del hidrograma unitario desarrollado también por el NRCS. Este requiere solo de un parámetro y es ideal cuando se cuenta con escasa información (Hernández et al., 2012). Teniendo en cuenta el tipo de escenarios climatológicos modelizados, las pérdidas por evaporación se han despreciado y el flujo base se ha considerado no significativo respecto a los caudales de avenida.

Los valores de caudal resultantes son, consecutivamente, los derivados de las cuatro horas de máxima precipitación registrada durante la tormenta tropical Agatha: 12, 22.4, 36.2 y 10.5 m³/s (Figura 6). Estos valores han sido los utilizados como valores base en los tres escenarios simulados y corresponden al periodo de máxima descarga. La ausencia de datos fiables de referencia respecto a las concentraciones volumétricas de carga sólida en los flujos acontecidos en el pasado ha llevado a la definición de tres escenarios de modelización hipotéticos con el objetivo de abarcar el rango de fenómenos más probables en función de las observaciones de campo y de las características de los fenómenos antecedentes. En el primero se ha modelizado un flujo acuoso sin carga sólida añadida. En el segundo se ha modelizado un flujo con un 15% en volumen de carga sólida añadido a los valores de caudal base. Este porcentaje es el representativo de la carga de fondo y de la carga en suspensión (opción bulking concentration). En el tercero se ha modelizado un flujo con un porcentaje en volumen de carga sólida añadido al caudal base para cada una de las cuatro horas de la modelización (opción mud and debris). Este ha sido del 10, 20, 45 y 10% para cada hora respectivamente. Según la clasificación propuesta anteriormente, los dos primeros escenarios entrarían dentro del campo de los flujos acuosos (flujos con un porcentaje de carga sólida <20%) y el tercer escenario correspondería a un flujo hiperconcentrado (flujo con un porcentaje de carga sólida comprendido entre el 20 y el 60%).

Figura 6 Figura 6 Representación gráfica de los valores de precipitación registrada, pérdidas, precipitación efectiva y caudal resultante de las precipitaciones que se dieron durante Agatha-2010. El eje-Y representa los valores tanto de precipitación y de pérdidas (en mm) como de caudal (en m3/s). El eje-X representa el número de horas de precipitación contabilizadas para los cálculos. La modelización se ha desarrollado entre las horas 10 y 13.

Los valores del coeficiente de Manning (n) asociados a cada celda de cálculo se han obtenido a partir de la propuesta de FernándezLavado (2010) realizada para contextos geológicos y geomorfológicos similares a los de la zona de estudio. La relación de estos valores en función de los distintos usos del suelo se ha llevado a cabo mediante su correlación con el mapa de usos del suelo elaborado por el MAGA (Ministerio de Agricultura, Ganadería y Alimentación de Guatemala) (2010) (Tabla 1).

Los parámetros reológicos de los materiales implicados se han extraído de los ensayos realizados por Oliva-Hernández (2007) (Tabla 2) en otra de las cuencas que rodean el lago Atitlán ya que los materiales utilizados en dichos ensayos son litológicamente similares, y de características reológicas análogas a los presentes en la cuenca de Tzununá.

De acuerdo con FLO-2D Software INC. (2017), y partiendo de que los flujos que se dan en la zona de estudio son de régimen subcrítico y se transportan a bajas velocidades sobre superficies de abanico aluvial con pendientes moderadas, se ha establecido un valor del número de Froude de 0.85.

Los pasos seguidos para la elaboración de este mapa y los diferentes elementos o indicadores cartografiados se han descrito ampliamente en el subapartado de la metodología “Cartografía geomorfológica de indicadores antecedentes”.

La elaboración del MSI (Figura 8) se ha basado en el análisis multicriterio y en la integración de la información aportada a través del trabajo de gabinete, del trabajo de campo y de su combinación, representada en el Mapa Geomorfológico de Indicadores Antecedentes (MGIA). Este es de carácter cualitativo y para su representación se han considerado tres grados de susceptibilidad a inundación. Estos niveles definen la posibilidad de las áreas estudiadas (alta, baja y media) a ser afectadas de nuevo por inundaciones si se repitieran flujos de características similares a los que se dieron durante los eventos de Stan (2005) y Agatha (2010). Los diferentes sectores zonificados cubren la extensión correspondiente a la superficie de abanico representada en el mapa de indicadores antecedentes.

Los sectores con susceptibilidad a inundación alta corresponden a las zonas de circulación de los canales funcionales principales y secundarios y a las zonas de abanico aluvial que se han visto afectadas por fenómenos de inundación, ya sea por flujos acuosos o por flujos hiperconcentrados. Los puntos de desbordamiento de los flujos suelen concentrarse en los tramos donde el cauce del río cambia de dirección. En estos tramos, tanto la actividad erosiva como la deposicional son muy intensas y provocan importantes y repentinos cambios en la morfología y en la capacidad del lecho fluvial. Por un lado, la erosión lateral-basal del cauce desestabiliza los márgenes y, por el otro, la acumulación de materiales disminuye su capacidad portante facilitando, en ambos casos, el desbordamiento. La extensión con susceptibilidad alta abarca el 74.5% del total de la superficie zonificada, cubriendo una extensión total de 0.35 km². Para realizar la delimitación de los sectores con susceptibilidad media y baja se ha tenido en cuenta su grado de proximidad a canales funcionales principales y secundarios, la presencia de canalizaciones antrópicas, la localización de pequeñas crestas de depósito a lo largo del terreno y la existencia de zonas más elevadas topográficamente. Este tipo de morfologías se forman como consecuencia de la dinámica histórica de erosión/sedimentación del abanico y condicionan el comportamiento distal de futuros flujos. Las zonas de susceptibilidad media y baja abarcan el 14.8 y el 10.7% de la superficie zonificada y cubren una extensión total de 0.07 y 0.05 km² respectivamente.

Tabla 1 Tabla 1 Valores del coeficiente de Manning (n) escogidos en función de los usos del suelo de la zona de estudio.

Tabla 2 Tabla 2 Parámetros reológicos utilizados para la modelización de flujos hiperconcentrados Oliva-Hernández, 2007

Figura 7 Figura 7 Mapa Geomorfológico de Indicadores Antecedentes (MGIA). Sistema geográfico de referencia: GTM (Guatemala Transversa Mercator) / Datum: WGS 1984.

Escenario 1 (flujo acuoso sin carga sólida)

En el escenario 1 se ha modelizado un caudal acuoso sin carga sólida correspondiente al caudal base obtenido con el software HECHMS. El volumen total de flujo generado ha sido de 273060 m3, la profundidad de flujo máxima registrada ha sido de 1.9 m y la velocidad máxima de 4.7 m/s. Los resultados de la modelización muestran coincidencias con uno de los puntos de desbordamiento (Punto 1 en Figura 9) que se produjo tanto durante el paso de Stan como de Agatha. Aguas abajo, en la zona donde el canal principal muestra un cambio brusco de dirección de SE hacia SW, el modelo marca de nuevo otro punto de desbordamiento que no se dio ni durante el paso de Stan ni de Agatha (Punto 2 en Figura 9). Esto podría deberse a un valor erróneo de altura asignado a las celdas del GDS o a que durante el paso de ambos ciclones por la región la morfología y profundidad del canal en ese punto era diferente a la actual. No obstante, teniendo en cuenta el marcado cambio de dirección del canal, dicho sector se considera crítico puesto que es altamente vulnerable debido a la importante acción erosiva a la que se encuentra expuesto por impacto frontal del flujo. Por otro lado, si extendemos virtualmente el recorrido del canal en dirección NW-SE este acabaría desembocando en una de las paleodesembocaduras representadas en el mapa de indicadores antecedentes (Punto 4 en Figura 9). Esto sugiere que dicha extensión ya habría sido ocupada en el pasado por canales lo que, a su vez, indicaría un mayor grado de susceptibilidad a afectación por futuros procesos. Finalmente, los modelos señalan un avance del flujo en dirección N-S (Punto 3 en Figura 9). Teniendo en cuenta que la distribución de las celdas del DEM y el recorrido del flujo muestran la misma orientación, dicho avance podría explicarse por la existencia de algún dato erróneo de elevación que habría dado lugar a una hondonada en el terreno. No obstante, el final de la zona de avance del flujo acaba coincidiendo de nuevo con otra de las paleodesembocaduras identificadas en el análisis geomorfológico por lo que, aunque el recorrido del flujo modelado puede no corresponderse exactamente con la trayectoria real, los indicadores recogidos señalan que la zona también tiene un grado de susceptibilidad elevado a ser afectada por futuros flujos torrenciales.

Figura 8 Figura 8 Mapa de Susceptibilidad a Inundación (MSI). El recuadro negro indica la zona representada en las Figuras 9, 10 y 11. Sistema geográfico de referencia: GTM (Guatemala Transversa Mercator) / Datum: WGS 1984.

Figura 9 Figura 9 Profundidades de flujo máximas acumuladas en la modelización del escenario 1.

Figura 10 Figura 10 Profundidades de flujo máximas acumuladas en la modelización del escenario 2.

Figura 11 Figura 11 Profundidades de flujo máximas acumuladas en la modelización del escenario 3.

Escenario 2 (flujo con carga de fondo y en suspensión)

En el escenario 2 se ha modelizado un flujo con un incremento de volumen del 15% respecto al caudal base utilizando la opción de FLO-2D bulking concentration. En nuestro caso, un incremento de la concentración volumétrica del 15% genera un factor de 1.18 que, multiplicado por los caudales de referencia obtenidos, da un resultado de caudal final para cada una de las horas de modelización de 14.2, 26.4, 42.7 y 12.4 m3/s respectivamente. Este incremento representa un flujo acuoso con carga de fondo y con carga en suspensión. Este tipo de flujos es frecuente durante la época de lluvias y se da como consecuencia de pequeñas crecidas de los ríos derivadas de lluvias muy intensas. El volumen total de flujo generado ha sido de 321252 m3, la profundidad de flujo máxima registrada ha sido de 2.1 m y la velocidad máxima de 4.9 m/s.

En la modelización se observa un nuevo punto de desbordamiento localizado en el margen izquierdo del río (Punto 5 en Figura 10),aguas arriba del punto 1. Este coincide con un sector donde también se produjo un desbordamiento durante el paso del huracán Stan y donde, además, se formó un pequeño depósito. También se observa cómo la zona afectada por el desbordamiento del punto 1 se amplía debido al incremento del caudal llegando casi a cubrir completamente la extensión de terreno que abarca el depósito de material que generó el flujo acontecido durante el paso del huracán Stan (Punto 6 en Figura 10). Finalmente, de la misma manera que en el escenario 1, también se produce el avance del flujo en dirección N-S hacia la paleodesembocadura situada más al sur del abanico (Punto 7 enFigura 10).

Escenario 3 (flujo hiperconcentrado)

En el escenario 3 se ha modelizado un flujo con un pico máximo de concentración volumétrica de sedimento del 45%. El volumen total de flujo generado ha sido de 390494 m3, la profundidad de flujo máxima registrada ha sido de 4.9 m, la velocidad máxima de 4.3 m/s y la velocidad máxima en el momento de mayor contenido de carga sólida, y por lo tanto de mayor viscosidad, de 1.4 m/s.

Los resultados de la modelización muestran una clara coincidencia entre la extensión del depósito generado por los flujos derivados del paso del huracán Stan y la extensión que abarca el flujo hiperconcentrado simulado a lo largo del margen derecho del canal principal (Punto 8 en Figura 11). En el margen izquierdo también aumenta la extensión abarcada por el flujo respecto a los escenarios 1 y 2. En este caso, y aunque durante el trabajo de cartografía no se identificaron restos de depósitos, el límite situado más al NE coincide con un canal secundario que sí se pudo cartografiar y que acaba conectando con otro canal tributario del canal principal (Punto 9 en Figura 11). Tal y como se observa en el punto 10, es importante destacar como, a diferencia de los escenarios 1 y 2, los resultados de esta modelización no muestran que el flujo llegue a desembocar en el lago. Esto se debe probablemente a su alta viscosidad consecuencia tanto de la elevada concentración de carga sólida como de sus características reológicas. Según Julien et al. (1991) concentraciones volumétricas de entre 15 y 45% de sólidos pueden incrementar la viscosidad dinámica de un flujo entre 1.5 y 4 órdenes de magnitud respecto a un flujo acuoso. En el margen izquierdo de la canalización el flujo modelizado desemboca en el lago aumentando la extensión afectada respecto a los escenarios anteriores en ese sector (Punto 11 en Figura 11).

Mapa Integrado de Susceptibilidad a Inundación MISI

La elaboración del MISI (Figura 12) se ha realizado en función de los resultados de la MSI y de los mapas de extensión y profundidad de flujo obtenidos como resultado de las modelizaciones con el softwareFLO-2D. La redistribución espacial de los polígonos de susceptibilidad llevada a cabo respecto al MSI se localiza solamente en la mitad topográficamente más baja del abanico aluvial debido a las limitaciones espaciales propias de la extensión de la modelización.

Figura 12 Figura 12 Mapa Integrado de Susceptibilidad a Inundación (MISI) desarrollado a partir del método geomorfológico y de la modelización con FLO-2D. Sistema geográfico de referencia: GTM (Guatemala Transversa Mercator) / Datum: WGS 1984.

La información recogida y generada ha permitido establecer inicialmente un límite de lecho inundable que abarca un 4.9% de la superficie zonificada y tiene una extensión de 0.02 km2. Sus márgenes se han definido a partir de la topografía de detalle del cauce y de las zonas donde la profundidad de flujo acumulada en las modelizaciones ha superado los 2 m. Además se ha establecido un grado más de susceptibilidad denominado “muy alto” delimitado esencialmente a partir de los límites de la extensión del flujo resultante de la modelización del escenario 3. Su superficie abarca un 13.5% del total y se extiende a lo largo de 0.06 km2. Esta nueva gradación ha permitido dividir en “alto” y “muy alto” el grado de susceptibilidad definido en la MSI como “alto”. Finalmente, y teniendo en cuenta el análisis de los resultados llevado a cabo en los sectores de los puntos 3 y 4 de la Figura 9 y del punto 7 de la Figura 10, se han realizado ajustes en la extensión espacial de los polígonos de susceptibilidad media y baja disminuyendo su extensión y ampliando las zonas definidas con un grado de susceptibilidad mayor. Estos ajustes se concentran principalmente en el sector más cercano al lago a ambos lados del canal principal. El porcentaje de superficie ocupado por los grados alto, medio y bajo es, en el mismo orden, del 56.2, 15.1 y 10.3% ocupando una extensión de 0.27, 0.07 y 0.05 km2 respectivamente.