Indeks Kerentanan Pantai Pangandaran Akibat Bencana Tsunami.

ABSTRACT
SEANDY FIRMANSYAH. Pangandaran Beach Vulnerability Index Due to
Tsunami Disaster Impact. Guided by MULIA PURBA and VELLY
ASVALIANTINA.
In year 2006 an earthquake took place in coast of southern West Java, which was
followed by a tsunami attacking the coast of Pangandaran. Pangandaran is one of the
most probable are which can be attack by huge tsunami wave. The similar phenomenon
can happen in the coasts of other southern part of West Java Province include
Pangandaran, so it needs the awareness in order to minimize the tsunami risk. The
purposes of this research are to discus determine the vulnerability index coast of
o
Pangandaran due to tsunami disaster impact. Boundary location of research in 7,75 S

– 7,65oS and 108,55oE– 108,70oE. These research cover identifying
characteristics coast of Pangandaran, seismic identification, tsunami modeling,
and determination the vulnerability index. Seismic identification is determined by
fractal method, tsunami numerical modeling is done through Imamura (1994) by
wearing a long wave hydrodynamics mathematical equations, while determining
the vulnerability index is determined by the method of Cell Based Modelling
(CBM). The Pangandaran coasts have five zone of tsunami vulnerability, i.e. very
high includes the coast of Babakan and Pangandaran Village (Pangandaran
Subdistrict) then the coast of Cikembulan Village (Sidamulih Subdistrict). The
high tsunami vulnerability zone includes the coast of Sukaresik Village (Sidamulih
Subdistrict) and the coast of Pananjung Village (Pangandaran Subdistrict). The
moderate tsunami vulnerability zone include the coast of Wonoharjo Village
(Pangandaran Subdistrict). Zone of low and very low vulnerability are far enough
away from the coastline, where its territory not bordering the sea. This zone
includes the villages of Sidamulih, Cikalong, Pejanten, Purbahayu, Sidomulyo
and Sukahurip. the village of Pangandaran located on the mainland which
connects the mainland island of Java with Cape Pangandaran (isthmus) in place
as the most dangerous zones. This is because the characteristics of the area
provide a great influence to the hazard vulnerability tsunami.
Keywords : Tsunami vulnerability zone factor, Tsunami prone zonation, Coastal
characteristics

1. PENDAHULUAN

1.1

Latar Belakang
Wilayah pesisir Pangandaran merupakan satu sistem rangkaian sisi selatan Busur

Sunda (Sunda Arc). Daerah ini berhadapan langsung dengan Samudera Hindia. Di bawah
dasar laut Samudera Hindia terdapat daerah pertemuan antara lempeng Indo-Australia
dengan lempeng Eurasia. Daerah tersebut merupakan salah satu zona utama tumbukan
lempeng tektonik bumi (zona subduksi) yang dapat berkembang menjadi bencana alam,
khususnya bencana gempa bumi dan tsunami (Rahardjo, 2003). Wilayah pesisir

Pangandaran merupakan daerah yang memiliki risiko tinggi terhadap bahaya
tsunami. Hal ini terjadi karena dekatnya jarak ke zona subduksi (Mardiantno,
2006).

Pangandaran telah mengalami gempa bumi disertai tsunami beberapa
tahun yang lalu. Pada tanggal 17 Juli 2006, perairan selatan Jawa Barat diguncang
gempa dangkal dengan kekuatan 7,7 Skala Magnitude (SM). Gempa ini berpusat di
Samudera Hindia, tepatnya pada koordinat 9,295o LS – 107,347o BT (NEIC-USGS,
2006a). PSG (2006) menambahkan bahwa gempa ini terjadi di sekitar zona subduksi

pada lempeng Indo-Australia dengan lempeng Eurasia. Gempa ini menimbulkan
tsunami yang memporak-porandakan pantai Pangandaran dan sekitarnya. Bencana
tsunami ini secara keseluruhan melanda sepanjang pantai selatan Jawa Barat hingga
Yogyakarta dan menelan korban jiwa sekitar 700 orang. Dekatnya jarak pantai

terhadap zona subduksi dan sejarah gempa serta tsunami menjadi ancaman daerah
ini terhadap bencana tsunami.
Kejadian gempa bumi yang disertai tsunami di wilayah pesisir
Pangandaran dan sekitarnya pada tahun 2006 yang lalu, menjadikan kewaspadaan

1

2

wilayah pesisir selatan Jawa Barat, khususnya Pangandaran dalam menghadapi
bencana tsunami. Bencana tsunami di Pangandaran dan wilayah di sekitar pesisir
selatan Jawa kemungkinan bisa saja terulang. Natawidjaja (2007) menjelaskan
bahwa zona subduksi Jawa merupakan daerah yang berpeluang menghasilkan gempagempa besar. Segmen

zona subduksi Jawa yang belum melepaskan akumulasi

regangan tektoniknya merupakan sumber gempa dan tsunami yang potensial di
masa datang.
Kejadian gempa bumi yang diikuti tsunami di Pangandaran serta beberapa
bagian wilayah Indonesia telah menyadarkan sebagian besar penduduk Indonesia
akan bencana tsunami. Rencana terpadu mitigasi bencana tsunami sudah
selayaknya dilakukan. Unsur kunci pendukung yang menjadi dasar dalam perencanaan mitigasi
bencana tsunami yaitu melakukan penelitian yang terkait. Penentuan

indeks kerentanan

pantai merupakan salah satu langkah awal yang dapat dijadikan informasi dasar
dalam perencanaan mitigasi bencana tsunami. Penelitian mengenai indeks
kerentanan pantai merupakan bagian dari analisis risiko bahaya tsunami yang
penting dalam kerangka mitigasi bencana alam. Langkah mitigasi baru akan
diambil setelah diketahui tingkat risikonya.
Wilayah pantai dan pesisir Pangandaran memiliki berbagai aktivitas
kepesisiran mulai dari permukiman, perdagangan, pariwisata, pengembangan
sektor industri dan berbagai sektor lainnya. Dekatnya jarak pantai terhadap zona
subduksi dan sejarah gempa serta tsunami menjadi ancaman kawasan ini terhadap
bencana tsunami. Maka dari itu wilayah pesisir Pangandaran merupakan suatu
kawasan yang penting dalam kegiatan mitigasi bencana alam pesisir.

3

1. 2

Tujuan
Tujuan dari penelitian ini adalah :

1) Mengkaji karakteristik pantai dan pesisir Pangandaran sebagai salah satu
faktor yang mempengaruhi intensitas bencana tsunami dan risiko yang
mungkin ditimbulkan
2) Menelaah penjalaran gelombang tsunami menuju pantai dan memprediksi
capaian run-up tsunami yang mencapai daratan Pangandaran
3) Menentukan indeks kerentanan pantai akibat bencana tsunami berdasarkan
parameter karakteristik pesisir Pangandaran, lereng dasar perairan dan
karakter gelombang tsunami.

2. TINJAUAN PUSTAKA

2.1.

Kondisi Umum Lokasi Penelitian
Geografis wilayah Kabupaten Ciamis berada pada 108°2’0” – 108°40’0”

Bujur Timur dan 7°40’20” – 7°41’20’’ Lintang Selatan. Wilayah sebelah utara
berbatasan dengan Kabupaten Majalengka dan Kabupaten Kuningan, sebelah
barat dengan Kabupaten Tasikmalaya dan Kota Tasikmalaya, sebelah timur
dengan Kota Banjar dan Kabupaten Cilacap (Jawa Tengah), dan sebelah selatan
dengan Samudera Hindia. Luas wilayah Kabupaten Ciamis secara keseluruhan
mencapai 244.479 Ha (Bappeda Kabupaten Ciamis, 2009).
Wilayah selatan Kabupaten Ciamis berbatasan langsung dengan garis
pantai Samudera Hindia yang membentang di enam kecamatan dengan panjang
garis pantai mencapai 91 km. Kabupaten Ciamis memiliki wilayah laut seluas
67.340 Ha. Kabupaten Ciamis memiliki pantai Pangandaran yang sangat indah
sehingga menjadi primadona wisatawan domestik dan mancanegara (Bappeda
Kabupaten Ciamis, 2009).
Pangandaran merupakan sebuah kecamatan yang berada di Kabupaten
Ciamis, Jawa Barat. Kecamatan ini terletak di bagian paling selatan Kabupaten
Ciamis dan merupakan daerah wisata utama di Ciamis. Kecamatan Pangandaran
secara geografis terletak pada 7o34’50’’ – 7o44’00’’ LS dan 108o36’26’’ –
108o42’10’’ BT dengan luas wilayah 687,22 Ha (Dinas Pertanahan dan Tata
Ruang Kabupaten Ciamis, 2004).
Kecamatan Pangandaran berbatasan di sebelah timur dengan Kecamatan
Kalipucang, di sebelah barat dengan Kecamatan Sidamulih, di sebelah utara

4

5

dengan Kecamatan Padaherang dan di sebelah selatan berbatasan langsung dengan
Samudera Hindia (Bappeda Kabupaten Ciamis, 2009).
Pantai Pangandaran terletak pada peninsular atau tanjung yang masuk ke
Samudera Hindia. Bagian ujung selatan tanjung merupakan Cagar Alam
berbentuk air mata (teardrop). Daerah ini adalah hutan lindung yang terdiri dari
lahan perbukitan dan lahan daratan, sedangkan sekitar 142,87 Ha lahan yang lain
di wilayah ini adalah dataran yang secara geologi dapat disebut beach ridge dan
berbentuk genting tanah (isthmus) yang menghubungkan Tanjung Pangandaran
dengan Pulau Jawa (Dinas Pertanahan dan Tata Ruang Kabupaten Ciamis, 2004).

2.2.

Gelombang Tsunami

2.2.1

Karakteristik gelombang tsunami
Istilah Tsunami berasal dari bahasa Jepang. Tsu berarti “pelabuhan” dan

nami berarti “gelombang,” secara harafiah berarti gelombang pelabuhan.
Pengertian tsunami menurut NTHMP (2001) didefinisikan sebagai serangkaian
gelombang tinggi yang disebabkan oleh perpindahan sejumlah besar air laut
secara tiba-tiba. Tsunami merupakan sebuah gelombang yang terjadi setelah
sebuah gempa bumi, meletusnya gunung berapi, longsoran atau hantaman meteor
yang semuanya terjadi di laut.
Tsunami memiliki karakteristik yang berbeda dengan gelombang pasang
(tidal wave) atau gelombang permukaan (surface wave) yang biasa dijumpai di
pantai (Diposaptono dan Budiman, 2006). Tsunami bersifat transient dan implusif,
artinya semakin melemah dengan bertambahnya waktu dan mempunyai umur
sesaat (Mudhari, 2009). Gelombang permukaan bersifat kontinyu dan berlangsung

6

dalam waktu yang lama dengan periode gelombang hanya beberapa detik
(Marchuk dan Kagan, 1989). Mudhari (2009) menambahkan bahwa perbedaan
gelombang tsunami dengan gelombang yang dibangkitkan oleh angin adalah
terletak pada gerakan airnya. Gelombang yang dibangkitkan oleh angin hanya
menggerakan partikel air laut di permukaan air laut bagian atas, namun pada
gelombang tsunami menggerakan seluruh kolom air dari permukaan sampai
mencapai dasar laut.
Tsunami diklasifikasikan sebagai gelombang perairan dangkal (gelombang
panjang), karena panjang gelombangnya lebih besar daripada kedalaman
perairannya. Gelombang ini merambat dengan kecepatan yang berbanding lurus
dengan akar kedalaman perairan. Kecepatan gelombang tsunami akan berkurang
seiring dengan semakin dangkalnya kedalaman air (Marchuk dan Kagan, 1989).
C

gd

.................................................................................................. (1)

keterangan :
C : kecepatan gelombang perairan dangkal (m2/detik)
g : percepatan gravitasi (m/detik2) = 9,8 m/detik2
d : kedalaman perairan (m)
Menurut Yalciner et al. (2006), ketika gelombang tsunami mendekati
pantai maka ketinggian gelombang membesar yang diikuti dengan melambatnya
kecepatan rambat gelombang. Hal ini terjadi karena pengaruh dasar laut yang
semakin mendangkal (shoaling). Kecepatan gelombang tsunami bergantung pada
kedalaman laut sehingga gelombang tersebut mengalami percepatan atau
perlambatan ketika melintasi kedalaman yang berbeda-beda. Ketika memasuki
perairan pantai (perairan dangkal), tsunami akan mengalami perlambatan.
Berkurangnya kecepatan tsunami disebabkan karena adanya topografi pantai yang

7

mendangkal dan gesekan dasar laut. Gelombang yang tertahan karena
perlambatan ini akan menumpuk dengan gelombang-gelombang yang datang
berikutnya, sehingga tinggi gelombang bertambah tinggi. Gambaran mengenai
perubahan ketinggian gelombang tsunami dari laut dalam menuju laut dangkal
diperlihatkan pada Gambar 1.

Gambar 1. Karakteristik umum perubahan ketinggian gelombang tsunami
(UNESCO-IOC, 2006)

Gelombang tsunami bergerak dengan kecepatan tinggi dan dapat
merambat menyeberangi samudera tanpa banyak kehilangan energi. Energi dari
tsunami merupakan perkalian antara tinggi gelombang dengan kecepatannya.
Nilai energi ini selalu konstan, yang berarti tinggi tsunami berbanding terbalik
terhadap kecepatannya. Energi yang dikandung gelombang tsunami tidak
berkurang banyak. Hal ini sesuai dengan hubungan laju energi yang hilang pada
gelombang berjalan berbanding terbalik dengan panjang gelombangnya, dengan
kata lain semakin besar panjang gelombang maka semakin sedikit energi yang
yang hilang, sehingga energi tsunami bisa dianggap konstan (Wiegel, 1970).

8
Gelombang akan pecah apabila puncak gelombang membentuk sudut 120o
atau pada saat kecepatan partikel pada bagian puncak lebih besar daripada
kecepatan gelombang sehingga gelombang menjadi tidak stabil dan pecah.
Gelombang tsunami yang pecah akan menghamburkan energinya ke atas
permukaan pantai. Pecahan gelombang tergantung pada derajat kemiringan dasar
laut (Gross, 1990). UNESCO-IOC (2006) mengelompokan tipe pecah gelombang
tsunami menjadi tiga macam yaitu : a) Pecahan tumpah (di atas dasar laut yang
hampir rata) yang membentuk suatu petak berbuih pada puncak dan berangsurangsur pecah berserakan cukup jauh; b) Pecahan hunjam (di atas dasar laut yang
agak curam) yang memuncak, meliuk bagai payung raksasa terkembang kemudian
pecah bagai piring kaca jatuh ke lantai; c) Pecahan gulung (di atas dasar laut
sangat curam) yang tidak pecah atau menghunjam melainkan mengombak
bergulung-gulung ke muka pantai. Gelombang-gelombang juga pecah dalam
perairan yang dalam jika gelombang menjulang terlalu tinggi karena disebabkan
oleh angin, tetapi gelombang itu biasanya berpuncak rendah dan dinamai
gelombang jambul putih berbuih atau pecah-pecah.

2.2.2

Pembangkit gelombang tsunami
Pada umumnya kejadian tsunami di dunia dominan disebabkan oleh

kejadian gempa bumi di dasar laut. Mardiatno (2006) menyatakan bahwa
berdasarkan katalog gempa (1629 – 2002) di Indonesia pernah terjadi tsunami
sebanyak 109 kali dengan perincian yakni 1 kali akibat longsoran (landslide), 9
kali akibat gunung berapi dan 98 kali akibat gempa bumi tektonik. Latief (2007)

9

menambahkan bahwa lebih dari 90 % tsunami di dunia disebabkan oleh gempa
tektonik di dasar laut.
Tsunami disebabkan oleh gempa bumi di pusat yang dangkal sepanjang
daerah subduksi (Gambar 2). Gempa bumi tersebut mengakibatkan terjadinya
pergeseran lempeng tektonik. Lempeng kerak bumi (crustal blocks) memberi
energi potensial pada massa air ke atas dan ke bawah. Hal ini mengakibatkan
terjadinya perubahan drastis pada permukaan air laut di daerah tersebut. Energi
yang dilepas ke dalam massa air tersebut menyebabkan timbulnya tsunami
(UNESCO-IOC, 2006).

Gambar 2. Posisi daerah sumber gempa tektonik (UNESCO-IOC, 2006)

UNESCO-IOC (2006) menjelaskan bahwa pergerakan lempeng samudera
yang slip di bawah lempeng benua akan melambat akibat gesekan yang semakin
membesar. Suatu saat pergerakan kedua lempeng tersebut akan berhenti (tertahan)
dan terdapat akumulasi energi di daerah pertemuan kedua lempeng. Ketika daerah
tertahan (stuck) kedua lempeng tersebut sudah tidak kuat lagi menahan energi

10

tersebut maka akhirnya lempeng menjadi patah dan terlepas. Keadaan ini
mengakibatkan deformasi dasar laut. Deformasi ini akan menaikan dan
menurunkan air laut dalam skala besar mulai dari lantai samudera sampai ke
permukaan. Massa air di atasnya mengikuti bentuk deformasi lantai samudera
untuk mencapai setimbang, dengan begitu maka terjadi pergerakan gelombang
yang membawa energi merambat ke perairan pantai (Gambar 3).

Gambar 3. Mekanisme terjadinya tsunami akibat gempa tektonik di dasar laut
(UNESCCO-IOC, 2006)

Bila lempeng samudra bergerak turun atau naik, di wilayah pantai air laut
akan surut sebelum datangnya tsunami. Selanjutnya gelombang tsunami akan
datang menerjang pantai (Slawson dan Savage, 1979). Meskipun sebagian besar
tsunami disebabkan oleh gempa bumi yang terjadi di bawah laut, namun tidak
setiap gempa bumi di bawah laut bisa menyebabkan terjadinya tsunami. Menurut
Shuto (1993) syarat terjadinya tsunami adalah magnitude gempa harus lebih besar
dari 6 Skala Richter (SR) dan kedalaman pusat gempa (hiposentrum) kurang dari

11

33 km (< 48 km versi USGS) serta gempa dengan pola mekanisme dominan
adalah sesar naik (thrust) atau sesar turun (normal).

2.3.

Faktor-faktor Kerentanan Pantai Terhadap Tsunami

2.3.1

Morfologi dasar laut
Tsunami yang menjalar ke pantai (perairan dangkal) akan megalami

beberapa perubahan ketinggian gelombang sebagai akibat dari proses
pendangkalan (shoaling), refraksi, difraksi, dan refleksi sebelum akhirnya
gelombang tersebut pecah. Proses shoaling sebagai proses berkuranganya tinggi
gelombang untuk pertama kalinya sewaktu memasuki perairan yang dangkal,
kemudian secara bertahap akan meningkat kembali dengan bagian muka (front)
gelombang tetap simetris (Horikawa, 1998).
Horikawa (1998) menjelaskan kedalaman perairan yang semakin
berkurang menyebabkan tinggi gelombang bertambah kembali secara cepat
sehingga mengakibatkan profil gelombang menjadi tidak simetris dan pada
akhirnya pecah. Kecepatan gerak gelombang juga berkurang dengan
berkurangnya kedalaman dasar laut, sehingga menyebabkan puncak gelombang
pada daerah yang lebih dangkal bergerak lebih lambat daripada puncak pada
perairan yang lebih dalam. Selanjutnya tejadi pembelokan arah gerak puncak
gelombang mengikuti bentuk kontur kedalaman laut (refraksi).
Shoaling dan refraksi disebabkan oleh proses pendangkalan perairan.
Shoaling lebih ditekankan pada perubahan tinggi gelombang secara langsung
akibat kedalaman perairan yang semakin berkurang, sedangkan refraksi

12

ditekankan pada pembelokan arah puncak gelombang. Refraksi dapat terjadi pada
perairan transisi ataupun perairan dangkal (USACE, 1984).
Ketinggian tsunami sepanjang pantai berbeda dari satu tempat ke tempat
yang lain. Hal ini bergantung pada morfologi, batimetri, dan topografi pantai,
sehingga indikator kelerengan pantai dan dasar perairan pantai memiliki peranan
penting dalam menentukan besar-kecilnya tsunami di suatu wilayah (Oktariadi,
2009a). Menurut Oktariadi (2009b) kondisi lereng pantai yang landai akan
menyebabkan jarak daerah pecah gelombang dengan pantai semakin jauh.
Sedangkan bila kondisi lereng pantai curam maka jarak daerah pecah gelombang
dengan pantai menjadi semakin dekat (Gambar 4).

Gambar 4. Hubungan antara ketinggian tsunami dengan geometri pantai :
(a) Kelerengan pantai landai dan (b) Kelerengan pantai curam
(UNESCO-IOC, 2006)

13

2.3.2

Morfometri pantai
Morfometri pantai menunjukkan bentuk garis pantai. Morfometri pantai

merupakan parameter yang sangat penting untuk dikaji karena menentukan daerah
pemusatan atau penyebaran energi gelombang tsunami. Menurut USACE (1984)
perubahan arah gelombang karena proses refraksi akan menghasilkan suatu daerah
energi gelombang penguncupan (konvergen) dan penyebaran (divergen) yang
berpengaruh tehadap struktur pantai yaitu morfometri pantai. Morfometri pantai
sangat berpengaruh besar terhadap tingkat energi gelombang yang akan
menghempas ke daratan.
Bentuk garis pantai (shore line) dapat memberikan berbagai pengaruh
ketika gelombang tsunami mencapai daratan. Teluk, tanjung, inlet dan muara
sungai dapat menyebabkan kerusakan yang lebih besar. Daerah-daerah pantai
yang cekung menghadap ke laut seperti selat dan teluk akan menyebabkan
gelombang mengalami refleksi. Energi gelombang tsunami menjadi terfokus pada
wilayah cekungan dan pada akhirnya mampu meningkatkan ketinggian
gelombang tsunami yang sampai di pantai (NTHMP, 2001). Perubahan ketinggian
tersebut sebagaimana dijelaskan Diposaptono dan Budiman (2005) bahwa tsunami
akan mengalami peningkatan ketinggian ketika melewati pantai yang menyempit
dan dangkal.
Lebih lanjut Diposaptono dan Budiman (2006) menjelaskan bahwa secara
umum wilayah pesisir Indonesia memiliki teluk yang berasosiasi dengan tanjung
dan muara sungai yang sangat banyak dan berderet satu dengan yang lainnya
sehingga menyerupai gigi gergaji (sawtooth). Pantai dengan bentuk menyerupai
gigi gergaji dapat dijumpai seperti di pantai barat Pulau Sumatera dan daerah

14

selatan Banyuwangi (Jawa Timur) sebagaimana diperlihatkan pada Gambar 5.
Morfometri pantai yang berbentuk demikian akan mempengaruhi refraksi
gelombang dan menyebabkan gelombang tsunami tidak dapat keluar lagi karena
sebagian atau seluruh gelombang tersebut dipantulkan oleh dinding teluk.
Akibatnya gelombang tsunami akan meningkat dan interaksi gelombang tersebut
berlangsung dalam waktu yang lama. Kondisi tersebut dapat menjadikan wilayah
pesisir tersebut mempunyai tingkat kerusakan yang lebih parah jika terjadi
bencana tsunami.

a)

b)

Gambar 5. Pantai dengan bentuk menyerupai gigi gergaji (sawtooth) :
a) Pantai barat Sumatera dan b) Pantai selatan Jawa Timur
(Subandono, 2007)

2.3.3

Topografi dan kemiringan daratan pantai dan pesisir
Menurut Oktariadi (2009b) jarak jangkauan tsunami ke daratan sangat

ditentukan oleh tinggi dan rendahnya suatu daratan. Terjal atau landainya
morfologi pantai juga memberikan kontribusi yang signifikan terhadap jangkauan

15

gelombang tsunami. Semakin tinggi letak suatu daerah maka semakin aman dari
terpaan gelombang tsunami.
Pada daratan pantai yang terjal, tsunami tidak akan terlalu jauh mencapai
daratan karena tertahan dan dipantulkan kembali oleh tebing pantai. Sementara di
daratan pantai yang landai, landaan tsunami dapat menerjang sampai beberapa
kilometer masuk ke daratan. Keadaan ini seperti yang terjadi di Banda Aceh. Pada
saat tsunami melanda Banda Aceh gelombang dapat menerjang masuk sejauh 5
km dari garis pantai (Oktariadi, 2009b). Berdasarkan pemahaman tersebut, maka
kelerengan pantai menurut USDA-NRCS (1986) dapat diklasifikasikan seperti
pada Tabel 1.
Tabel 1. Indikator kelerengan pantai (USDA-NRCS, 1986)
No
1
2
3
4
5

2.3.4

Jenis Kelerengan Pantai
Datar
Landai
Agak curam
Curam
Sangat curam

Kepekaan Terhadap Tsunami
Sangat peka
Peka
Agak peka
Kurang peka
Tidak peka

Sungai-sungai dan kanal pengendali banjir
Sungai-sungai dan kanal pengendali banjir dapat memberikan berbagai

pengaruh terhadap rambatan gelombang tsunami. Tsunami yang merambat
melalui sungai atau kanal dapat menimbulkan kerusakan yang lebih hebat dari
yang diperkirakan. Keadaan ini terjadi karena dengan adanya sungai atau kanal
maka akan semakin mendorong tsunami untuk melintas lebih jauh ke daratan.
Sebagai contoh, bahwa tsunami yang memasuki California lewat sungai dan
kanal-kanal pengendali banjir dapat memasuki daratan sejauh satu mil (1,609 km)

16

atau lebih, terutama jika terjadi pada saat pasang (NTHMP, 2001). Klasifikasi
daerah terhadap jarak dari sungai adalah membagi daerah kedalam kelas-kelas
berdasarkan jarak dari sungai. Klasifikasi tersebut menjelaskan tingkat kerentanan
pantai terhadap bencana tsunami berdasarkan jauh dekatnya daerah tersebut dari
sungai.

2.3.5

Ekosistem pesisir
Ekosistem pesisir terutama mangrove dan hutan pantai memegang peranan

sebagai greenbelt pelindung pantai dalam mereduksi energi gelombang tsunami.
Mangrove dan hutan pantai mempunyai sistem perakaran yang dapat meredam
ombak, arus serta menahan sedimentasi. Hutan pantai sangat efektif dalam
meredam energi gelombang tsunami seperti yang dilaporkan Harada dan Imamura
(2003). Hasil penelitian yang dilakukan Harada dan Imamura disajikan pada
Tabel 2.
Tabel 2.Efektivitas peredaman tsunami oleh hutan pantai (Harada dan
Immura, 2003)
Parameter

Jarak run-up

Tinggi genangan

Arus

Lebar hutan
50 m
100 m
200 m
400 m
50 m
100 m
200 m
400 m
50 m
100 m
200 m
400 m

Ketinggian tsunami
1m
2m
3m
98%
86%
81%
83%
80%
71%
79%
71%
64%
78%
65%
57%
86%
86%
82%
76%
74%
66%
46%
55%
50%
11%
18%
71%
58%
54%
57%
47%
44%
56%
39%
34%
31%
24%

17

Berdasarkan Tabel 2, dapat diketahui bahwa semakin lebar hutan (kondisi
kerapatan konstan) maka tingkat peredaman energi gelombang tsunami semakin
besar. Contohnya gelombang tsunami setinggi 3 m yang melanda hutan pantai
yang memiliki lebar 50 m menghasilkan jarak run-up ke daratan tinggal 81%
dengan tinggi genangan tinggal 82%. Berbeda halnya apabila lebar hutan
pantainya mencapai 400 m, maka jarak run-up ke daratan tinggal 57% dengan
tinggi genangan tinggal 18%.
Keberadaan terumbu karang di wilayah pantai juga sangat penting. Pada
dasarnya selain mempunyai fungsi ekologis, terumbu karang juga berfungsi
sebagai pelindung pantai dari hempasan gelombang dan arus kuat yang berasal
dari laut (Diposaptono dan Budiman, 2006). Gelombang yang datang pada daerah
yang terdapat terubu karang energinya akan melemah. Hal ini disebabkan
gelombang tertahan oleh adanya terumbu karang sehingga gaya hidrolis
gelombang semakin mengecil (Kotani et al., 1998).

2.4.

Sejarah Tsunami Pangandaran
Pada tanggal 17 Juli 2006, terjadi sebuah gempa bumi pada pukul

08:19:28 Universal Time Coordinate (UTC) atau sekitar pukul 15:19:28 WIB di
pantai selatan Jawa Barat, Indonesia. Menurut Harvard Centroid Moment Tensor
(Harvard CMT) gempa tersebut memiliki kekuatan 7,7 SM atau 4,0 x 1027
dyne.cm dengan pola mekanisme sesar naik. USGS menjelaskan posisi pusat
gempa berada pada koordinat 9,295o LS dan 107,347o BT dengan kedalaman
pusat gempa 6 km. Gempa ini mengakibatkan tsunami di sepanjang pantai selatan
Jawa, khususnya dari Pantai Pameungpeuk (Garut), Pantai Pangandaran (Ciamis),

18

Pantai Cilacap, Pantai Kebumen dan sampai ke Pantai Parangtritis (NEIC-USGS,
2006a).
Hasil survei yang dilakukan oleh Balai Pengkajian Dinamika Pantai
(DPDP-BPPT) bersama ITS menjelaskan bahwa gelombang tsunami pada saat
tsunami Pangandaran 2006 memiliki ketinggian run-up maksimum sebesar 4,6 m.
Ketinggian run-up maksimum terjadi di pesisir Cilacap yaitu tepatnya di daerah
Widarapayung. Ketinggian run-up tsunami terendah adalah 1,1 m, dimana terletak
di pantai Suwuk (Kebumen). Daerah pesisir Pangandaran yang menjadi kajian
dalam penelitian ini memiliki ketinggian run-up tsunami sebesar 2,7 m – 2,9 m
dan di daerah Cikembulan (Pangandaran sebelah barat) mencapai 3,1 – 3,6 m
(Kongko et al., 2006). Peta ketinggian run-up tsunami hasil pengukuran lapang
tim DPDP-BPPT bersama ITS disajikan pada Gambar 6.

Gambar 6. Ketinggian run-up tsunami Pangandaran 17 Juli 2006 di berbagai
lokasi pesisir selatan Jawa (IOC-ITIC, 2006)

19

Berbeda halnya dengan hasil survei yang dilakukan oleh tim Pusat Survei
Geologi, ketinggian run-up maksimum yang terukur mencapai 3,3 m. Adanya
perbedaan ketinggian run-up tsunami dari hasil pengukuran tersebut disebabkan
oleh faktor waktu pelaksanaan pengukuran. Pada dasarnya metode pengukuran
ketinggian run-up tsunami diukur menurut tanda dari ketinggian air yang
membekas di pepohonan atau di dinding bangunan-bangunan lainnya. Adanya
perbedaan pelaksanaan waktu pengukuran antar lembaga terkait mengakibatkan
hasil pengukuran yang berbeda. Hal ini mengingat tanda dari ketinggian air yang
membekas akan semakin pudar seiring dengan bertambahnya waktu (Lavigne et
al., 2007). Pada kejadian tsunami Pangandaran 2006, wilayah yang paling luas
terkena limpasan tsunami adalah Desa Cikembulan dan Desa Pangandaran.
Menurut hasil pengukuran lapang diketaui bahwa jarak limpasan tsunami ke
daratan mencapai 300 – 500 m (Kongko et al., 2006).

2.5.

Persamaan Gerak Gelombang Tsunami
Gerak gelombang tsunami didekati dengan teori perairan dangkal. Teori

ini mengasumsikan kedalaman perairan relatif kecil dibandingkan panjang
gelombang (Imamura, 1994). Dalam teori ini percepatan vertikal partikel air dapat
diabaikan karena besarnya jauh lebih kecil dari percepatan gravitasi. Berdasarkan
pendekatan ini, gerak gelombang tsunami diekspresikan dengan teori gelombang
perairan dangkal. Simulasi penjalaran gelombang tsunami menggunakan model
hidrodinamika dua dimensi dari persamaan gerak gelombang linier. Persamaan
penjalaran gelombang suku linier diperlihatkan pada persamaan (2) di bawah ini
(Imamura, 1994) :

20

t
M

M

N

x

y
0

gh

t
N

0

x

0

gh

t

y

....................................................................................... (2)

Simulasi limpasan tsunami (run-up) menggunakan teori perairan dangkal
linier dan non-linier. Persamaan di bawah ini merupakan persamaan yang menjadi
dasar untuk model saat ini (Imamura, 1994) :

t

M

N

x

y

M

M

t

x

N

0

2

D

MN
y

D

MN

t

x

D

udz

u h

2

N
y

x

gD

A

x

x

2

2
y

gD

D

y

A

2

M
2

M

y

N

2

N

2

y

2

x

2

............. (3)

dimana,
M

uD

........................................................................ (4)

h

N

vdz

v h

vD

......................................................................... (5)

h

Keterangan :
: elevasi permukaan air terhadap Mean Sea Level (m)
h
t
g
A
M
N
D

: kedalaman air dari dasar sampai Mean Sea Level (m)
: waktu (detik)
: percepatan gravitasi bumi (m/detik2)
: Viskositas Eddy horizontal (diasumsikan konstan terhadap ruang)
: debit dalam arah x- (m3/detik)
: debit dalam arah y- (m3/detik)
: kedalaman total perairan yang diberikan oleh h
(m)
: densitas (kg/m3)
: kecepatan partikel dalam arah x- dan y-

u,v
x

,

y

: gesekan dasar pada arah x- dan y-

x , y , z : sistem koordinat tiga dimensi

21

2.6.

Deformasi Dasar Laut
Pemodelan sumber tsunami yang ditimbulkan oleh deformasi dasar laut

akibat gempa menggunakan metode Mansinha dan Smylie (1971) dengan
masukan parameter gempa seperti pada Gambar 7. Parameter gempa berupa
patahan dalam hubungannya terhadap pembentukan tsunami terdiri dari : momen
seismik (Mo), lokasi dan kedalaman pusat gempa (episentrum dan hiposentrum),
panjang patahan (L), lebar patahan (W), dislokasi (D), dan geometri sesesar (Dip,
Strike, Slip). Dip ( ) adalah sudut yang menjelaskan kemiringan dari permukaan
patahan. Strike ( ) merupakan sudut yang digunakan untuk menjelaskan patahan
dan dihitung searah jarum jam dari utara, sedangkan Slip ( ) adalah parameter
yang menjelaskan pergerakan dari satu sisi ke sisi lainnya.

Gambar 7. Desain parameter sesar (Imamura et al., 2006)

Hanks dan Kanamori (1979) dalam Latief (2000) menjelaskan bahwa
deformasi dasar laut dapat dihasilkan apabila mempunyai momen seismik (Mo)
yang besar. Momen seismik digunakan untuk menentukan momen magnitude
(Mw). Penentuan momen magnitude adalah sebagai berikut :

22

M

2
w

(log

3

Mo

10

16 ,1)

........................................................................ (6)

Jika momen seismik gempa telah diketahui dan dibuat sebagai suatu
skenario yang mungkin dapat terjadi dengan episentrum di masing-masing daerah
studi, maka parameter yang lain seperti panjang dan lebar patahan serta dislokasi
(deformasi) patahan dapat diperhitungkan dengan formula Emile A. Okal sebagai
berikut (Mansinha dan Smylie, 1971) :
1

Mo

L

3

1, 935 x10

........................................................................................ (7)

7

1
3

Mo

W

13 ,87 x10

7

....................................................................................... (8)

1

Mo

D

3

6 , 68 x10

8

......................................................................................... (9)

dimana,
Mw
Mo
L
W
D

2.7.

=
=
=
=

momen magnitude (Skala Magnitude/SM)
momen seismik gempa (dyne.cm)
panjang patahan (km)
lebar patahan (km)
dislokasi atau deformasi (m)

Kajian Risiko Bencana Tsunami
Bencana alam dapat terjadi secara tiba-tiba maupun melalui proses yang

berlangsung secara perlahan. Beberapa bencana seperti gempa bumi dan tsunami
hampir tidak mungkin diperkirakan secara akurat mengenai waktu dan seberapa
besar kekuatannya. Kejadian bencana selalu memberikan dampak kejutan dan
menimbulkan banyak kerugian baik jiwa maupun materil. Kejutan tersebut terjadi
karena kurangnya kewaspadaan dan kesiapan dalam menghadapi ancaman
bahaya. Menurut GTZ-SEQIP (2008), pada dasarnya disiplin penanganan bencana

23

adalah interaksi antara kerentanan daerah dengan ancaman bahaya yang ada.
Kerentanan merupakan aspek yang relatif dapat dilakukan perubahan. Tingkat
kerentanan daerah dapat dikurangi, sehingga kemampuan dalam menghadapi
ancaman tersebut semakin meningkat. Secara umum risiko dapat dirumuskan
sebagai berikut (GTZ SEQIP, 2008) :
Risk = Hazard x vulnerability ............................................................ (10)
Pengurangan risiko bencana adalah suatu konsep dalam mengurangi risiko
bencana melalui kegiatan dalam mengelola faktor-faktor penyebab dari bencana
(Mudhari, 2009). Tingkat kerentanan adalah suatu hal yang penting untuk
diketahui sebagai salah satu faktor yang berpengaruh terhadap terjadinya bencana.
Hal ini dikarenakan bencana baru akan terjadi bila bahaya terjadi pada kondisi
yang rentan. Tingkat kerentanan dapat ditinjau dari kerentanan fisik
(infrastruktur), sosial kependudukan dan ekonomi (Latief, 2007).

3. METODOLOGI PENELITIAN

3.1.

Lokasi dan Waktu Penelitian
Lokasi penelitian terletak di wilayah pantai dan pesisir Pangandaran

Kabupaten Ciamis, Jawa Barat. Batas koordinat wilayah penelitian berada pada
7,75o – 7,65o LS dan 108,55o – 108,70o BT. Wilayah Pangandaran dalam
penelitian ini mencakup pantai dan pesisir di Kecamatan Pangandaran dan
Kecamatan Sidamulih. Daerah yang difokuskan dalam penelitian ini adalah kedua
kecamatan tersebut. Peta lokasi penelitian disajikan pada Gambar 8.

Gambar 8. Peta lokasi penelitian (Kecamatan Pangandaran sampai Kecamatan
Sidamulih)

Kegiatan penelitian dilaksanakan pada awal bulan Mei 2011 sampai
Agustus 2011 yang bertempat di Laboratorium Data Processing Oseanografi,
Departemen Ilmu dan Teknologi Kelautan, Fakultas Perikanan dan Ilmu Kelautan,

48

25

Institut Pertanian Bogor dan di Laboratorium Balai Pengkajian Dinamika Pantai,
Badan Pengkajian dan Penerapan Teknologi (BPPT), Jakarta Pusat.

3.2.

Alat Penelitian
Peralatan yang digunakan dalam pelaksanaan penelitian ini terdiri dari

berbagai macam perangkat lunak (software) dan perangkat keras (hardware).
Penelitian ini merupakan model penelitian laboratorium menggunakan model
komputasi. Perangkat keras berupa Personal Computer (PC) merupakan
komponen utama dalam penelitian ini, dimana beberapa perangkat lunak
(software) sebagai penunjang terpasang di dalamnya. Secara rinci alat penelitian
dalam penelitian ini ditabulasikan pada Tabel 3 beriku ini :
Tabel 3. Spesifikasi peralatan penelitian (perangkat lunak dan perangkat keras)
No Peralatan penelitian
1 Personal Computer
(PC)
2

ER Mapper v.7.0

3

Global Mapper
v.9.0
Map Source v.3.2
Surfer v.9.0
Transform v.3.3
Textpad v.4.6.2
Turmina interface

4
5
6
7
8

Perusahaan pembuat
Zyrex Corp.

Earth Resource
Mapping Inc.
Global Mapper Ltd.
Garmin Corp.
Golden Software Inc.
Forther Research Inc.
Wintertree Inc.
BPPT

Keterangan
Sistem operasi Windows
dan Java, Intel Pentium
T5550 CPU 1,83 GHz
Data processing
Data processing

9
10
11

ArcGIS 9.3
Xview
GPS Garmin 60i
handheld

ESRI Inc.
Garmin Corp.

Data processing
Data processing
Data processing
Data processing
Sistem operasi Java
Data processing
Data processing
Data processing
Ketelitian 5 – 15 m

12

Sony Digital
Camera

Sony Corp.

Resolusi 10 Mega Pixel

26

Personal Computer (PC) yang dilengkapi dengan berbagai macam
perangkat lunak digunakan untuk memproses data-data. Global Positioning
System (GPS) digunakan sebagai alat navigasi dan penanda titik sampling di
lapangan, sedangkan kamera digital digunakan sebagai alat dokumentasi pada saat
survei lapangan.

3.3.

Data Penelitian
Data yang digunakan dalam kegiatan penelitian ini mencakup beberapa

kelompok data sebagai berikut :
1) Citra Landsat wilayah Pangandaran
Citra Landsat yang digunakan merupakan Landsat TM path/row 121/65
(resolusi 30 m) yang direkam pada bulan Juni 2003, Oktober 2006 dan Maret
2009
2) Data batimetri
Data batimetri yang digunakan adalah ETOPO 1. Data ini memiliki resolusi
satu menit per satu grid dengan luasan 1,85 km. Data ini di unduh dari :
http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/gdas/gd_designagrid.html pada bulan Maret
2011
3) Peta dasar untuk bahaya tsunami Kabupaten Ciamis dari German Indonesia
Tsunami Early Warning System (GITEWS) skala 1 : 25.000 tahun 2010
4) Peta penutupan/penggunaan lahan Kecamatan Pangandaran dan Kecamatan
Sidamulih skala 1 : 25.000 tahun 2004 dari Bappeda Kabupaten Ciamis
5) Peta batimetri Dishidros TNI-AL skala 1 : 500.000 nomor peta 69 tahun 2004
6) Data spasial Kabupaten Ciamis dari Bappeda Kabupaten Ciamis tahun 2009

27

7) Data kegempaan dan historis kejadian tsunami
Data ini diperoleh dari Nasional Earthquake Information Center – United
States Geological Survei (NEIC-USGS). Data ini di unduh dari :
http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqarchives/epic/epic_rect.php pada
bulan Maret 2011

3.4.

Survei Lapang
Survei lapang dilakukan pada bulan Juli 2011 bertempat di Kecamatan

Pangandaran dan Kecamatan Sidamulih. Survei lapang dilakukan untuk
mengetahui kondisi daerah penelitian secara langsung sekaligus verifikasi dan
validasi data. Hasil pengolahan geomorfologi pesisir dari citra satelit, peta
penutupan/penggunaan lahan serta data pendukung lainnya divalidasi dengan
kenampakan yang sebenarnya di lapangan.
Survei dilakukan pada 20 titik observasi mulai dari barat sampai ke timur.
Pengambilan titik observasi menggunakan teknik Random Sampling, yaitu
pengambilan titik sampling secara acak terhadap kategori-kategori penutupan
lahan yang sudah disesuaikan dengan kategori pada citra hasil klasifikasi dan peta
penutupan lahan yang tersedia. Data ini digunakan sebagai referensi lapang untuk
menentukan akurasi citra dari hasil kasifikasi dan perubahan-perubahan yang
terjadi pada peta penutupan lahan tahun 2004. Posisi koordinat titik observasi
disajikan pada Lampiran 1.
Pelaksanaan survei lapang dilakukan dengan menyusuri sepanjang wilayah
pantai dan pesisir dengan cara sejajar garis pantai. Data yang dihimpun meliputi
kenampakan fitur pantai dan pesisir. Pengamatan fitur pantai dan pesisir dilakukan

28

secara visual di sepanjang daerah penelitian dengan mengamati antara lain bentuk
garis pantai, vegetasi penutup, tata guna lahan/penutupan lahan, keberadaan
proteksi pantai baik alami maupun buatan. Pengukuran jarak dari pantai terhadap
permukiman dan bangunan-bangunan lainnya dilakukan dengan pengukuran
secara horizontal dari garis pantai menuju daratan dengan menggunakan roll
meter. Parameter yang diamati dalam kegiatan survei lapang selengkapnya
diperlihatkan pada Lampiran 2.

3.5.

Metode Pengolahan Data
Pada penelitian ini dilakukan pengintegrasian data penginderaan jauh

dengan model tsunami. Alur penelitian ini meliputi input data (data citra dan peta,
survei lapang dan data sekunder yang terkumpul), pemrosesan dan analisis.
Adapun alur pengolahan atau pemrosesan data penelitian ini meliputi beberapa
tahapan yaitu : (1) pemetaan karakteristik pantai dan pesisir, (2) identifikasi
seismisitas, (3) pemodelan tsunami, (4) penentuan indeks kerentanan pantai.
Analisis data untuk menentukan tingkat kelas kerentanan pantai akibat bencana
tsunami ditentukan dengan menggunakan metode Cell Based Modelling. Alur
proses penelitian selengkapnya disajikan pada Gambar 9.

Citra Landsat TM
121/65 tahun
2003, 2006, 2009

Data batimetri
ETOPO 1

- Peta dasar untuk bahaya tsunami
- Peta penutupan lahan
- Peta topografi
- Peta batimetri

Data historis
kegempaan dan
sejarah tsunami

Parameter gempa

Cropping citra
Digitasi

Gridding

Komposit citra
Gabung data
Ekstraksi data citra :
- Penggunaan lahan
- Jaringan sungai
- Morfometri pantai
- Ekosistem pesisir

Indektifikasi
seismisitas

Tsunami Inundation
Modelling

Data numerik
genangan tsunami
Verifikasi
dan editing

Daerah prediksi
genangan

Overlay :
- Topografi
- Kemiringan (Slope)
- Jarak dari garis pantai
- Jarak dari sungai
- Penutupan lahan

Konsultasi pakar

Basis data spasial

Parameter risiko
tsunami

Pemodelan spasial
Cell Based Modelling

Indeks kerentanan pantai akibat
bencana tsunami

Gambar 9. Bagan alir penelitian
29

48

30

3.5.1

Identifikasi karakteristik pantai dan pesisir
Struktur kajian dalam identifikasi karakteristik pantai meliputi kajian

tipologi pesisir, mencakup liputan lahan dan bentuk lahan. Tipologi pesisir
menjadi faktor-faktor yang mempengaruhi bencana tsunami. Kajian tipologi
pesisir menurut Suprajaka et al. (2005) ditetapkan dengan menggunakan tiga
komponen yaitu abiotik (fisik), biotik (hayati) dan kultural (sosial-ekonomi).
Identifikasi karakteristik pantai dilakukan dengan melakukan ekstraksi
data spasial dari hasil interpretasi citra penginderaan jaut (Landsat TM), peta-peta
dan data-data pendukung lainnya serta melakukan survei lapang. Ekstraksi data
tersebut berupa pemetaan karakteristik daerah pantai dan pesisir Pangandaran
yang meliputi :
1) Pemetaan topografi
Pemetaan topografi dalam penelitian ini dilakukan dengan menggunakan
data hasil survei lapang tim pemetaan Kabupaten Ciamis bersama GITEWS yang
dituangkan pada peta dasar untuk bencana tsunami Kabupaten Ciamis. Data ini
dikompilasikan dengan data topografi dari peta-peta yang tersedia. Identifikasi
kenampakan topografi dimulai dengan melakukan proses digitasi. Langkah ini
merupakan proses perubahan data ke dalam bentuk digital. Data hasil digitasi
kemudian diinterpolasi (gridding) dengan interval 30 meter.
2) Pemetaan batimetri
Pemetaan batimetri menggunakan dua buah kelompok data yaitu peta
batimetri Dishidros TNI-AL dan data batimetri ETOPO 1. Peta batimetri
Dishidros TNI-AL digunakan untuk menggambarkan keadaan batimetri
Pangandaran, sedangkan data batimetri ETOPO 1 digunakan untuk

31

menggambarkan keadaan batimetri perairan lepas pantai selatan Jawa. Pengolahan
data batimetri Dishidros TNI-AL dilakukan dengan proses digitasi kemudian
dilakukan interpolasi dengan interval 30 meter. Pengolahan data batimetri dari
ETOPO 1 tidak dilakukan digitasi terlebih dahulu. Hal ini dikarenakan data
batimetri ETOPO 1 sudah berbentuk data numerik dalam format digital sehingga
dapat langsung dilakukan interpolasi. Data batimetri ETOPO 1 diinterpolasi
dengan interval 810 meter.
3) Pemetaan kemiringan daratan (slope)
Pemetaan kemiringan daratan (slope) dilakukan berdasarkan data
topografi. Data kemiringan daratan merupakan data yang diturunkan dari data
topografi. Penurunan data topografi dilakukan dengan bantuan perangkat lunak
ArcGIS 9.3. Fungsi yang digunakan adalah surface analyst pada menu spatial
analyst. Data topografi dijadikan masukan dalam algoritma matematis pada waktu
processing data. Algoritma tersebut dapat mengubah setiap nilai topografi
menjadi sebuah nilai baru. Nilai baru inilah yang menggambarkan kemiringan
lahan daratan. Satuan kemiringan daratan yang digunakan pada penelitian ini
adalah dalam persentase (%).
4) Pemetaan jarak dari garis pantai dan jarak dari sungai
Pemetaan jarak dari garis pantai dan jarak dari sungai dilakukan dengan
melakukan proses buffering melalui perangkat lunak ArcGIS 9.3. Proses buffering
dilakukan dengan menggunakan data spasial garis pantai dan kemudian
diklasifikasikan berdasarkan matriks risiko tsunami. Data spasial garis pantai
didapatkan dengan melakukan digitasi (digitize on screen) pada peta dasar
Pangandaran. Pada penelitian ini pemetaan jarak dari pantai dilakukan dengan

32

teknik buffering sejauh 3000 m dari garis pantai sedangkan untuk pemetaan jarak
dari sungai teknik buffering dilakukan sejauh 500 m dari sungai.
5) Pemetaan tata guna lahan dan ekosistem pesisir
Pemetaan tata guna lahan dan ekosistem pesisir dilakukan berdasarkan
analisis melalui interpretasi citra satelit Landsat dan peta penutupan lahan dari
Bappeda Kab. Ciamis. Pada penelitian ini dilakukan proses digitasi terhadap peta
penutupan lahan untuk mendapatkan data digital penggunaan lahan serta
ekosistem pesisir. Hasil digitasi dari peta penutupan lahan tersebut kemudian di
lengkapi dengan data hasil interpretasi citra satelit dan foto udara dari Google
Earth. Keseluruhan hasil pengolahan tersebut kemudian divalidasi dengan datadata hasil survei lapang. Hal ini dilakukan untuk memastikan data hasil
pengolahan sesuai dengan kenampakan yang sebenarnya di lapangan.
Identifikasi ekosistem pantai dan pesisir difokuskan pada ekosistem yang
berpengaruh terhadap limpasan gelombang tsunami. Ekosistem tersebut yaitu
ekosistem mangrove dan terumbu karang. Kedua ekosistem ini dianalisis
berdasarkan citra satelit Landsat dengan proses penajaman citra (Image
Enhancement). Pengolahan dilakukan dengan bantuan perangkat lunak ER
Mapper v.7.0. Metode yang digunakan dalam kajian vegatasi mangrove
menggunakan komposit warna 453. Pada komposit tersebut mangrove akan
teridentifikasi sebagai lahan yang berwarna merah tua. Hal ini karena klorofil
dalam daun mengrove menyerap dengan kuat sinar merah dan memantulkan kuat
sinar inframerah (Earth Observatory, 2007).
Identifikasi terumbu karang dilakukan dengan pendekatan algoritma
Lyzenga (1978). Algoritma ini menggunakan band 1 dan band 2 karena kedua

33

band ini diasumsikan memiliki penentrasi yang baik terhadap kolom air.
Persamaan algoritma Lyzenga dirumuskan sebagai berikut (Siregar et al., 1995) :

Y

ln TM

ki
1

kj

ln TM

2

......................................................................... (11)

dimana, Y = citra hasil ekstraksi; TM1 = band 1 Landsat TM; TM2 = band 1
Landsat TM; dan ki/kj = koefisien antenuasi (a) yang diperoleh dari :

a

a

2

1

dengan, a

var TM
2

1

var TM

cov ar TM 1 TM

2

................................... (12)

2

3.5.2 Identifikasi seismisitas
Kaitan kajian gempa bumi pada penelitian ini bertujuan untuk mengetahui
potensi gempa bumi sebagai pemicu terjadinya tsunami di wilayah penelitian
(zona tsunamigenik). Menurut Galih dan Handayani (2007) aktifitas gempa bumi
bisa ditinjau dari bermacam cara, diantaranya adalah dengan peta distribusi gempa
bumi (peta seismisitas). Setiap gempa bumi melepaskan energi gelombang
seismik, sehingga kumpulan gempa bumi pada periode tertentu di suatu area
merupakan suatu cara untuk menggambarkan konsentrasi aktifitas gempa bumi.
Identifikasi seismisitas pada penelitian ini dibangun berdasarkan katalog
NEIC-USGS. Wilayah kajian identifikasi seismisitas di batasi pada koordinat 8o –
11o LS dan 107o – 110o BT. Data catatan gempa bumi meliputi semua gempa di
kedalaman kurang dari 40 km (gempa dangkal) yang terjadi di daerah penelitian
selama kurun waktu 1974 – Mei 2011.
Pendeskripsian wilayah tsunamigenik ditentukan dengan metode fraktal
(Galih dan Handayani, 2007) dan analisis seimotektonik dari Guternberg dan

34

Richter (Rohadi, 2006). Metode ini mengelompokan daerah studi menjadi tiga
bagian yang lebih kecil dengan increment 1o (1o x 1o). Metode fraktal ditentukan
berdasarkan hubungan antara jumlah kejadian gempa (N) dengan magnitude
gempanya (m). Hubungan ini dijelaskan oleh persamaan yang dirumuskan oleh
Guternberg dan Richter sebagai berikut (Rohadi, 2006) :
log( N )

b .m

a

.................................................................................. (13)

dimana a dan b adalah parameter seismotektonik dan N adalah jumlah gempa
bumi dengan magnitude lebih besar dari m. Setelah itu digunakan metode grafik
dari Turcotte. Turcotte melakukan penurunan rumus sederhana sehingga didapat
besaran dimensi fraktal (D) sebagai berikut (Galih dan Handayani, 2007) :
D

2 .b

.................................................................................................... (14)

dimana b adalah parameter tektonik yang didapat dari hukum Guternberg dan
Richter (Rohadi, 2006). Analisis seismisitas dengan menggunakan metode fraktal
akan membawa pada wilayah tsunamigenik sebagai zona yang berpotensi sebagai
sumber tsunami.

3.5.3

Pemodelan tsunami
Pemodelan tsunami pada penelitian ini diselesaikan dengan menggunakan

perangkat lunak Turmina Iterface yang terdiri dari Earthquake Analysis dan
Tsunami Run-up Modelling. Perangkat lunak ini dapat menyelesaikan persamaan
numerik pemodelan tsunami sehingga menghasilkan keluaran berupa waktu
tempuh penjalaran tsunami, tinggi tsunami serta run-up tsunami. Perangkat lunak
ini merupakan hasil pengembangan Badan Pengkajian dan Penerapan Teknologi

35

(BPPT). Langkah-langkah yang dilakukan dalam menjalankan program simulasi
pemodelan tsunami adalah sebagai berikut :
1) Desain model simulasi tsunami
Desain simulasi penjalaran gelombang tsunami didesain sebagai model
bersarang (nested model). Metode ini digunakan atas pertimbangan efisiensi
waktu pada saat running model. Metode model bersarang ini menggunakan empat
tipe desain grid spasial yang berbeda dimana terdiri dari domain A, domain B,
domain C dan domain D. Domain A merupakan domain yang paling besar dan
memiliki batas koordinat 104,75o E – 112,50o E dan 11,00o S – 7,00o S. Domain B
dan C adalah area yang lebih kecil dari area domain A dan berada pada domain A.
Domain B memiliki batas 108,05o E – 109,20o E dan 8,30o S – 7,55o S, sedangkan
domain C memiliki batas 108,35o E – 108,90o E dan 7,95o S – 7,60o S. Domain D
merupakan daerah yang menjadi fokus kajian dalam penelitian ini (Pangandaran),
dimana memiliki batas 108,55o E – 108,70o E dan 7,75o S – 7,65o S. Desain model
bersarang diperlihatkan pada Gambar 10.

Gambar 10. Domain model bersarang (nested model) : a) domain A; b) domain
B; c) domain C dan d) domain D

36

Penentuan domain A harus mengikutsertakan domain B, domain C dan
domain D, sehingga domain A merupakan domain terbesar yang mengandung
keseluruhan domain. Sumber gempa yang menjadi pemicu tsunami harus berada
pada wilayah domain sehingga penjalarannya dapat diperhitungkan. Setiap
domain memiliki karakteristik grid yang berbeda. Grid untuk Domain A sampai D
memiliki ukuran grid yang semakin mengecil. Domain D merupakan domain yang
memiliki resolusi grid paling halus (jarak grid lebih kecil). Keterangan
selengkapnya mengenai ukuran spasial (ukuran grid dan jarak grid) dari setiap
domain yang dibangun disajikan pada Tabel 4.
Tabel 4. Karakteristik ukuran spasial dalam model bersarang
Domain

Jarak Grid
dx=dy

Ukuran
Grid

A

810 m

1057 x 546

B

270 m

471 x 308

C

90 m

678 x 431

D

30 m

553 x 369

Koordinat
104,75o E – 112,50o E
7,00o S
108,05o E – 109,20o E
7,55o S
108,35o E – 108,90o E
7,60o S
108,55o E – 108,70o E
7,65o S

11,0o S –
8,30o S –
7,95o S –
7,75o S –

2) Desain skenario model pembangkit tsunami
Penghitungan besarnya tsunami yang dapat terjadi dilakukan dengan
membuat skenario sumber gempa. Model sumber pembangkit tsunami dalam
penelitian ini hanya dibangkitkan oleh pergerakan dasar laut akibat gempa
tektonik. Solusi mekanisme sumber gempa sebagai pembangkit tsunami
menggunakan data historis kejadian tsunami di Pangandaran (2006) dan
Banyuwangi (1994), selain itu di tentukan berdasarkan analisis peneliti terhadap
tingkat seismisitas di wilayah penelitian. Kejadian tsunami di Pangandaran dan
Banyuwangi mempunyai paramet

Dokumen yang terkait

Indeks Kerentanan Pantai Pangandaran Akibat Bencana Tsunami.