KAJIAN HIDRO-OSEANOGRAFI UNTUK DETEKSI PROSES-PROSES FISIK DI PANTAI
SIPIL MESIN ARSITEKTUR ELEKTRO e k KA JIA N HIDRO - O SEA NO G RA FI UNTUK DETEKSI PRO SES- PRO SES FISIK DI PA NTA I
- * Nur Hidayat
Ab strac t This paper is a literature study about Hydro-oceanography and Longshore Transport Sediment.
The hydro-oceanography study will give brief illustration and fundamental theory of wave, wind analysis, tidal wave and coastal batimetry condition. By conduction a hydro-oceanography study on one coastal area, the physical processes can be predicted. One of physical processes which are frequently happened is the destruction of coastal area due to the change of coastal line in the form of coastal accretion and erotion caused by longshore transport sediment.
Ke y wo rds : Hydro-oceanography, longshore transport sediment A b stra k Penulisan ini adalah kajian literatur tentang Hidro-oseanografi dan Longshore transport sediment, Dalam kajian hidro-oseanografi diberikan gambaran ringkas dan teori dasar tentang gelombang, analisa angin, arus, pasang surut dan kondisi batimetri pantai. Dengan melakukan kajian hidro- oseanografi pada suatu perairan pantai dapat diprediksi proses-proses fisik yang terjadi, salah satu proses fisik yang sangat sering didapati adalah kerusakan daerah pantai akibat perubahan garis pantai berupa akresi dan erosi pantai yang disebabkan oleh longshore transport sediment.
Ka ta kunc i : Hidro-oseanografi, longshore transport sediment
Pantai selalu menyesuaikan bentuk profilnya sedemikian sehingga mampu meredam energi gelombang yang datang. Penyesuaian bentuk tersebut merupakan tanggapan dinamis alami pantai terhadap laut. Sering pertahanan alami pantai tidak mampu menahan serangan aktifitas laut Gambar 1. Profil Pantai (gelombang, arus, pasang surut) sehingga pantai dapat tererosi, namun
2. Tinja ua n Pusta ka
pantai akan kembali kebentuk semula Gelombang oleh pengaruh gelombang normal.
Gelombang di laut dapat Tetapi adakalanya pantai yang tererosi dibedakan menjadi beberapa macam tersebut tidak kembali ke bentuk semula yang tergantung kepada gaya karena material pembentuk pantai pembangkitnya. Gelombang tersebut terbawa arus ke tempat lain dan tidak adalah gelombang angin yang kembali ke tempat semula (pantai dibangkitkan oleh tiupan angin tererosi). dipermukaan laut, gelombang pasang
Dalam keadaan tersebut surut dibangkitkan oleh gaya tarik dibutuhkan upaya–upaya perlindungan benda-benda langit terutama matahari pantai buatan (bangunan– bangunan dan bulan terhadap bumi, gelombang pelindung pantai). tsunami terjadi karena letusan gunung
- Staf Pengajar Jurusan Teknik Sipil Fakultas Teknik Universitas Tadulako, Palu
berapi atau gempa di laut, gelombang
2.2 Energi gelombang yang dibangkitkan oleh kapal yang Gelombang yang terjadi di laut bergerak, dan sebagainya secara dominan dibangkitkan oleh
Gambar 2. menunjukkan illustrasi gelombang angin. Gelombang dapat suatu gelombang yang berada pada menimbulkan energi untuk membentuk sistem kordinat x-y. gelombang menjalar pantai, menimbulkan arus dan transport pada arah sumbu X, beberapa notasi sedimen dalam arah tegak lurus dan (karakteristik) yang digunakan adalah : sepanjang pantai dan menyebabkan d = kedalaman laut (jarak antara gaya-gaya yang bekerja pada muka air rerata dan dasar laut) bangunan pelindung pantai. H = tinggi gelombang = 2 a ( a = ½ H) Gelombang merupakan faktor utama a = ampitudo gelombang dalam perencanaan bangunan L = panjang gelombang (jarak antara pelindung pantai. dua puncak gelombang yang Berdasarkan teori gelombang berurutan) amplitudo kecil / teori gelombang Airy-
T = periode gelombang (interval 1845 (small amplitude wave theory) waktu yang diperlukan oleh energi total suatu panjang gelombang partikel air untuk kembali pada merupakan penjumlahan dari energi kedudukan yang sama dengan kinetik dan energi potensial. Energi kedudukan sebelumnya) kinetik gelombang adalah energi yang
C = kecepatan rambat gelombang = disebabkan kecepatan partikel air L/T karena adanya gerak gelombang. σ = frekuensi gelombang = 2π/T Sedangkan energi potensial gelombang k = angka gelombang = 2 π/L adalah energi yang dihasilkan oleh perpindahan muka air karena adanya Defenisi gelombang tersebut di gelombang.. atas digunakan untuk memudahkan Besarnya energi kinetik persatuan lebar pemahaman mengenai gelombang untuk satu panjang gelombang dan merupakan pemahaman awal diperoleh dengan persamaan untuk meyelesaikan persoalan maupun (Triadmodjo 1999) : perhitungan yang berhubungan dengan teknik pantai.
Wave
L = Wave Length
Crest Still Water Level
H = Wave Height Wave
Crest Length Region
Trough Length
Trough
Region
d = DepthOcean Bottom
Gambar 2. Defenisi Gelombang
Kaajian Hidro-Oceanografi Untuk Deteksi Proses-Proses Fisik di Pantai 2 (Nur Hidayat)
Tinggi gelombang laut dalam ekivalen
ρ gH L
……………….....…(1) =
E k
diberikan oleh bentuk (Triatmodjo 1999) :
16
' . . ………………..(6)
H = Ks Kr H
Energi potensial persatuan lebar untuk satu panjang gelombang di mana : diperoleh dengan persamaan :
H’ = tinggi gelombang laut dalam
2
ekivalen
ρ gH L E = ……...………(2)
p Ks = koefisien pendangkalan
16
(shoaling) Kr = koefisien refraksi
Dengan demikian total energi H = tinggi gelombang laut dalam dalam sebuah gelombang persatuan
Konsep tinggi gelombang laut lebar panjang gelombang adalah : dalam ekivalen ini digunakan dalam
2 ρ gH L
E = E E = ……..(3) T k p
- analisis gelombang pecah yang meliputi
tinggi dan kedalaman gelombang
8
pecah sedangkan tenaga gelombang adalah
nE
2.4 Refraksi dan pendangkalan : ………….….…..(4)
P = = nEC T gelombang
Defraksi terjadi karena adanya di mana, pengaruh perubahan kedalaman laut.
1 2 kd ⎞
…………..…(5)
n = ⎛ +
1 ⎜ ⎟
Refraksi dan pendangkalan gelombang
2 sinh 2 kd ⎝ ⎠
(wave shoaling) akan dapat
E T = total energi gelombang
menentukan tinggi gelombang di suatu (Nm/d/m) tempat berdasarkan karakteristik
E k = energi kinetik gelombang
gelombang datang. Refraksi (Nm/d/m) mempunyai pengaruh yang cukup
E p = energi potensial gelombang
besar terhadap tinggi dan arah (Nm/d/m) gelombang serta distribusi energi
ρ = rapat massa air laut = 1,03 gelombang di sepanjang pantai.
3
ton/m Suatu deretan gelombang yang
g = gaya gravitasi
di laut dalam mempunyai panjang
H = tinggi gelombang pecah (m)
gelombang Lo dan garis puncak
d = kedalaman gelombang (m)
gelombang sejajar bergerak menuju
C = cepat rambat gelombang
pantai yang memiliki kontur dasar laut (m/d) dan garis pantai yang tidak teratur,
T = periode gelombang (d)
seperti pada gambar 3. Terlihat bahwa
L = panjang gelombang (m)
garis puncak gelombang berubah
K, n = konstanta, indeks
bentuk dan berusaha untuk sejajar garis (dimensionless) dapat dilihat contour dan garis pantai. Garis padaTabel L-1 ortogonal gelombang membelok dalam Triatmodjo,1999 arah menuju tegak lurus garis kontur.
Pada lokasi 1, garis orthogonal
2.3 Deformasi gelombang menguncup (konvergen) sedang di Suatu deretan gelombang yang lokasi 2, garis ortogonal menyebar bergerak menuju pantai akan (divergen). mengalami perubahan bentuk yang
Karena energi gelombang di disebabkan oleh proses refraksi dan antara dua garis ortogonal adalah pendangkalan gelombang, difraksi, konstan sepanjang lintasan, berarti refleksi, dan gelombang pencah. energi gelombang tiap satuan lebar di
Dalam analisa deformasi lokasi 1 adalah lebih besar daripada di gelombang sering dilakukan dengan lokasi 2 (jarak antara garis orthogonal di konsep gelombang laut dalam ekivalen. lokasi 1 lebih kecil daripada di laut
Pemakaian gelombang ini bertujuan dalam sedangkan di lokasi 2 jarak untuk menetapkan tinggi gelombang tersebut lebih besar). yang mengalami refraksi dan difraksi.
75 Jurnal SMARTek, Vol. 3, No. 2, Mei 2005 : 73 - 85
Dalam menyelesaikan masalah refraksi gelombang yang disebabkan karena perubahan kedalaman laut, gelombang menjalar dari laut dengan kedalaman d
α adalah sudut antara garis puncak gelombang di laut dalam dan garis
1 : kecepatan gelombang pada
kedalaman di kontur pertama. Apabila ditinjau gelombang di laut dalam dan di suatu titik yang ditinjau, maka :
α sin sin α ⎟⎟ ⎠ ⎞
⎜⎜ ⎝ ⎛ =
C C
……..……..(8) dengan α adalah sudut antara garis puncak gelombang dan garis kontur dasar laut di titik yang ditinjau, dan
Dari perumusan tersebut diperoleh suatu koefisien yang disebut koefisien refraksi (Kr) yang diformulasikan sebagai berikut :
2 : sudut yang sama diukur dari
α α cos cos
= Kr
…………….……(9) Selanjutnya tinggi gelombang pada kedalaman tertentu (H’o) dapat dihitung dengan menggunaan rumus :
H’o = Ks . Kr . Ho ……………….(10) Dimana :
Ks : koefisien pendangkalan (shoaling), dapat diperoleh secara langsung dari tabel L-1 (Triatmodjo 1999). Ho : Tinggi gelombang di laut dalam.
2.5 Difraksi gelombang Difraksi gelombang terjadi apabila suatu deretan gelombang terhalang oleh rintangan seperti pemecah gelombang atau suatu pulau, dimana tinggi gelombang di suatu titik pada garis puncak gelombang lebih besar daripada titik di dekatnya, yang menyebabkan perpindahan energi sepanjang puncak gelombang ke arah tinggi gelombang yang lebih kecil (Triatmodjo, 1999).
garis puncak gelombang melintasi kontur dasar berikutnya. C
gelombang dengan kontur dasar di mana gelombang melintas. α
1 menuju kedalaman d 2 ,
dan L
dianggap tidak ada refleksi gelombang pada kedalaman tersebut. Karena adanya perubahan kedalaman maka cepat rambat dan panjang gelombang berkurang dari C
1
dan L
1
menjadi C
2
2
1 : sudut antara garis puncak
. Sesuai dengan hukum Snellius, berlaku : 1 1 2 2
sin sin α α
⎟⎟ ⎠ ⎞ ⎜⎜
⎝ ⎛ =
C C
……………(7) dengan : α
Gambar 3. Refraksi Gelombang (Triatmodjo, 1999)
Kaajian Hidro-Oceanografi Untuk Deteksi Proses-Proses Fisik di Pantai (Nur Hidayat)
perbandingan antara tinggi dan panjang gelombang. Di laut dalam kemiringan gelombang maksimum di diberikan oleh bentuk berikut (CERC, 1984) :
Ho
…….………..(12) , 142
= 1 =
Lo
7
2.7 Refleksi gelombang Gelombang datang yang mengenai breakwater sebagian energinya akan diserep dan
Gambar
4. Hukum Snellius untuk sebagiannya akan dipantulkan. Besar refraksi gelombang kemampuan suatu bangunan (Triatmodjo, 1999) memantulkan gelombang diberikan oleh koefisien refleksi, yaitu perbandingan antara tinggi gelombang
Pada pemecah gelombang tunggal seperti pada gambar 5, tinggi refleksi H dan tinggi gelombang
r
gelombang di suatu tempat di daerah datang H (CERC, 1984) :
i
terlindung tergantung pada jarak titik tersebut terhadap ujung rintangan r, H r ....................................(13)
χ =
sudut antara rintangan dan garis yang
H i
menghubungkan titik tersebut dengan Koefisien refleksi bangunan ujung rintangan β, dan sudut antara diperkirakan berdasarkan tes model. arah penjalaran gelombang dan
Tria tm o d jo
Dalam (1999), Koefisien rintangan θ. Perbandingan antara refleksi untuk tipe bangunan tumpukan tinggi gelombang di titik yang terletak di batu sisi miring diberikan 0,3 sampai 0,6. daerah terlindung H A dan tinggi gelombang datang H P disebut dengan
2.8 Pembangkitan gelombang angin koefisien difraksi K’.
Angin yang berhembus di atas
H A
; ' =
K permukaan air laut akan memindahkan
H Penerginya ke air. Kecepatan angin akan …………….(11)
K ' = f ( θ , β , r L ) menimbulkan tegangan pada
permukaan laut, sehingga permukaan air yang semula tenang akan terganggu dan timbul riak gelombang kecil di atas permukaan air laut. Apabila kecepatan angin bertambah, riak tersebut semakin besar dan apabila angin berhembus terus akhirnya akan terbentuk gelombang. Semakin lama dan semakin kuat angin berhembus, semakin besar gelombang yang terbentuk.
Tinggi dan periode gelombang yang dibangkitkan oleh angin
U
dipengaruhi oleh kecepatan angin ,
D
lama hembus angin , arah angin, dan Gambar 5. Difraksi gelombang di fe tc h F . belakang rintangan
Fe tc h
adalah daerah dimana
(Triatmodjo, 1999)
kecepatan dan arah angin adalah
2.6 Gelombang pecah konstan. Arah angin masih dianggap Gelombang pecah dipengaruhi konstan apabila perubahan- oleh kemiringannya, yaitu
77 Jurnal SMARTek, Vol. 3, No. 2, Mei 2005 : 73 - 85
perubahannya tidak lebih dari 15
o .
Sedangkan kecepatan angin masih dianggap konstan jika perubahannya kecepatan rerata.
2.9 Data angin Data angin yang digunakan untuk peramalan gelombang adalah data angin dipermukaan laut pada lokasi pembangkitan. Data tersebut dapat diperoleh dari pengukuran langsung di laut atau pengukuran di darat di dekat lokasi peramalan yang kemudian dikonversi menjadi data angin di laut.
Kecepatan angin dinyatakan dalam knot. Satu knot adalah panjang satu menit garis bujur yang melalui katulistiwa yang ditempuh dalam satu jam, atau 1 knot = 1,852 km/jam = 0,5144 m/det. Data angin dicatat tiap jam sehingga dapat diketahui kecepatan tertentu dan durasinya, kecepatan angin maksimum, arah angin dan dapat dihitung kecepatan angin rerata harian. Jumlah data angin untuk beberapa tahun pengamatan sangat banyak, untuk itu data tersebut harus diolah dan disajikan dalam bentuk tabel atau diagram yang disebut dengan mawar ang in .
2.10 Konversi kecepatan angin Pengukuran data angin di permukaan laut adalah yang paling sesuai untuk peramalan gelombang. kapal perlu dikoreksi dengan menggunakan persamaan berikut :
U = 2,16 Us 7/ 9
.............................(14) di mana : Us : kecepatan angin diukur dengan kapal U : kecepatan angin terkoreksi
Biasanya pengukuran angin dilakukan di daratan, padahal di dalam rumus-rumus pembangkit gelombang data angin yang digunakan adalah yang diukur di atas permukaan laut. Oleh karena itu diperlukan transformasi dari data angin yang di atas daratan yang terdekat dengan lokasi studi ke data angin di atas permukaan laut. Hubungan antara angin di atas laut dan angin di atas daratan terdekat diberikan oleh
R L = U W / U L , seperti pada gambar 6.
Rumus-rumus dan grafik pembangkitan gelombang mengandung variable U A , yaitu faktor tegangan angin (wind-stress-factor) yang dapat dihitung dari kecepatan angin. Kecepatan angin dikonversikan pada faktor tegangan angin dengan menggunakan rumus 15 :
Gambar 6. Hubungan antara kecepatan angin di permukaan laut dan daratan (CERC, 1984).
Kaajian Hidro-Oceanografi Untuk Deteksi Proses-Proses Fisik di Pantai (Nur Hidayat)
s
2 ⎟⎟ ⎠ ⎞ ⎜⎜
⎝ ⎛ A U F
................(17) Æ Kondisi Fully Developed
H mo = 0,024821 U A
2
Tm = 0,830 U A di mana : H mo : tinggi gelombang signifikan yang didasarkan pada energi spektral (m)
T
m
: periode gelombang puncak pada spektral (detik) T
: periode gelombang signifikan, Ts = 0,95 . T
3 /
m
t : durasi angin (jam) U
A
: factor tegangan angin disebut sebagai kecepatan yang disesuaikan (adjusted
speed), (m/det)
F : fetch efektif (km)
2.13 Perkiraan Gelombang Ekstrim (Gelombang dengan Periode Ulang) Frekuensi gelombang-gelombang besar merupakan faktor yang mempengaruhi perencanaan bangunan pantai. Untuk menetapkan gelombang dengan periode ulang tertentu dibutuhkan data gelombang dalam jangka waktu pengukuran cukup panjang (beberapa tahun). Data tersebut bisa berupa data pengukuran gelombang atau data gelombang hasil prediksi (peramalan) berdasar data angin. Keandalan dari gelombang ekstrim yang diprediksi tergantung pada kebenaran data yang tersedia dan jumlah tahun pencatatan.
Dari setiap tahun pencatatan dapat ditentukan gelombang representatif seperti Hs, H
10 , H 1 , H maks dan
sebagainya. Berdasar data representatif untuk beberapa tahun pengamatan dapat diperkirakan gelombang yang diharapkan disamai atau dilampaui satu kali dalam T tahun, dan gelombang tersebut dikenal dengan gelombang periode ulang T tahun atau gelombang T tahunan.
1
t = 0,893
79 UA = 0,71 U W
.................(16) dengan : F
1,23
........................(15) di mana : Uw = kecepatan angin dalam m/det.
2.11 Fetch Fetch adalah daerah pembentukan gelombang yang diasumsikan memiliki kecepatan dan arah angin relatif konstan. Dalam tinjauan pembangkitan gelombang di laut, fetch dibatasi oleh bentuk daratan yang mengelilingi laut. Di daerah pembentukan gelombang, gelombang tidak hanya dibangkitan dalam arah yang sama dengan arah angin tetapi juga dalam berbagai sudut terhadap arah angin, maka panjang fetch diukur dari titik pengamatan dengan interval
6
o .
Untuk mendapatkan fetch efektif dapat diberikan oleh persamaan berikut (Triatmodjo, 1999) :
α α cos cos
∑ ∑
= i eff
X F
eff : fetch rerata efektif.
1/3
Xi : panjang segmen fetch yang diukur dari titik observasi gelombang ke ujung akhir fetch. α : deviasi pada kedua sisi dari arah angin, dengan menggunakan pertambahan
6
o
sampai sudut sebesar 42
o
pada kedua sisi dari arah angin.
2.12 Peramalan gelombang di laut dalam Pembentukan gelombang di laut dalam dianalisa dengan pendekatan empiris berdasarkan model parametrik (Hasselmann et.al, 1976 dalam CERC, 1984) dan digunakan untuk peramalan gelombang yang dibatasi fetch dan untuk kondisi fully Developed pada perairan dalam sebagai berikut :
Æ Kondisi dibatasi fetch H mo = 0,01616 U A . F
1/2
Tm = 0,6238 ( U A .F)
Misalkan T = 50, gelombang yang diperkirakan adalah gelombang 50 tahunan atau gelombang dengan periode ulang 50 tahun, artinya bahwa gelombang tersebut diharapkan disamai atau dilampaui rata-rata sekali Jurnal SMARTek, Vol. 3, No. 2, Mei 2005 : 73 - 85
dalam 50 tahun. Hal ini tidak berarti akan menimbulkan arus sejajar pantai di bahwa gelombang 50 tahunan hanya sepanjang pantai. Sedangkan yang akan terjadi satu kali dalam setiap umumnya terjadi adalah kombinasi dari melainkan diperkirakan bahwa gelombang tersebut jika dilampaui k kali dalam periode panjang M tahun akan mempunyai nilai k/M yang kira-kira sama dengan 1/50.
2.14 Arus Dekat Pantai (Nearshore
Currents)
Gelombang yang menjalar menuju pantai membawa massa air dan momentum dalam arah penjalaran gelombang. Transport massa air dan momentum tersebut menimbulkan arus di daerah dekat pantai.
Daerah yang dilintasi gelombang Gambar 7. Arus Dekat Pantai,
o ffsho re zo ne , surf zo ne
tersebut adalah A.Rip current,
d a n swash zo ne
. Di daerah lepas pantai B.Longshore current,
( o ffsho re zo ne ), yaitu daerah yang C.Kombinasi A dan B. terbentang dari lokasi gelombang
Komar dan Inman (1970) pecah ke arah laut, gelombang menurunkan rumus untuk menghitung menimbulkan gerak orbit partikel air arus sepanjang pantai sebagai berikut yang menimbulkan transport massa air (Komar, 1976) : disertai terangkutnya sedimen dasar
ÆJika sudut datang gelombang dalam arah menuju pantai (onshore)
ke c il
pecah, b dan meninggalkan pantai (offshore).
Di surf zo ne , yaitu daerah antara gelombang pecah dan garis pantai, Æ Jika sudut datang gelombang ditandai dengan gelombang pecah b Be sa r pecah, dan penjalaran gelombang setelah
2 , 7 b ∇ l = Um sin .............(19)
∇ l = 2 ,
7 Um sin b cos b ......(20) pecah ke arah pantai.
dengan : 1 / 2 Gelombang pecah menimbulkan
⎛ 2 ⎞ atau b E
⎜ ⎟ =
arus dan turbolensi yang sangat besar
U m ⎜ ⎟ ρ b ⎝ H ⎠
yang dapat menggerakan sendimen
g ………….….(21) b
dasar. Setelah pecah, gelombang H
= U m
4
melintasi surf zone menuju pantai di mana, dengan kecepatan partikel air hanya
: harga maksimum dari bergerak dalam arah penjalaran m
U gelombang.
kecepatan orbital horisontal Di swash zone gelombang yang yang dihitung pada breaker sampai di garis pantai pantai zone menyebabkan massa air bergerak ke
∇ l : kecepatan arus sejajar
atas kemudian turun lagi pada pantai permukaan pantai disertai dengan
ρ : rapat massa air laut terangkutnya sendimen.
b
H : tinggi gelombang pecah Bila garis puncak gelombang sejajar
b : sudut datang gelombang dengan garis pantai, maka akan terjadi pecah arus dominan di pantai berupa sirkulasi sel dengan rip c urre nt yang menuju ke
2.15 Pasang Surut laut. Bila sudut gelombang pecah Pasang surut adalah fluktuasi
o
terhadap garis pantai adalah b > 5 , muka air laut karena adanya gaya tarik
Kaajian Hidro-Oceanografi Untuk Deteksi Proses-Proses Fisik di Pantai (Nur Hidayat)
4. Muka air rendah rerata (MLWL), adalah rerata dari muka air rendah selama period 19 tahun.
Masing-masing tahap tersebut tergantung pada gerakan air dan karakteristik sedimen yang terangkut. Gerakan air pada dasarnya berbeda antara arus semata (kanal/sungai) atau gelombang semata (kolam/danau) atau kombinasi gelombang dan arus yang terjadi di pesisir pantai.
3. Pengendapan kembali partikel/ material sedimen tersebut.
2. Perpindahan material secara horizontal.
1. Teraduknya material kohesif dari dasar laut hingga tersuspensi atau lepasnya material non kohesif dari dasar laut.
Secara umum proses transport sedimen dapat dibagi atas tiga tahapan sebagai berikut (Pratikto 1997)” :
Transport)
2.16. Transpor Sendimen Sepanjang Pantai (Longshore Sendimen
pada saat pasang surut purnama atau bulan mati.
low water level, LLWL), air terendah
7. Muka air rendah terendah (lowes
6. Muka air tinggi tertinggi (HHWL), air tertinggi pada saat pasang surut purnama atau bulan mati.
5. Muka air laut rerata (MSL), adalah muka air rerata antara muka air tinggi rerata dan muka air rendah sebagai referensi untuk elevasi di daratan.
3. Muka air tinggi rerata (MHWL), adalah rerata dari muka air tinggi selama periode 19 tahun.
81 benda-benda langit, terutama matahari dan bulan terhadap massa air laut di bumi. Meskipun massa bulan jauh lebih jaraknya terhadap bumi jauh lebih dekat, maka pengaruh gaya tarik bulan terhadap bumi lebih besar dari pada pengaruh gaya tarik matahari. Gaya tarik bulan mempengaruhi pasang surut adalah 2,2 kali lebih besar daripada gaya tarik matahari (Triatmodjo, 1999).
2. Muka air rendah (LWL), kedudukan air terendah yang dicapai pada saat air surut dalam satu siklus pasang surut.
1. Muka air tertinggi (HWL), muka air tertinggi yang dicapai pada saat air pasang dalam satu siklus pasang surut.
Beberapa elevasi pasang surut didefinisikan sebagai berikut :
2.15.2 Elevasi muka air pasang surut Elevasi muka air pasang surut ditentukan berdasarkan pengukuran selama 15 hari atau 30 hari. Pengukuran dilakukan dengan system topografi local di lokasi pekerjaan.
diurnal)
4. Pasang surut campuran condong ke harian tunggal (mixed tide prevailing
prevailing semidiurnal)
3. Pasang surut campuran condong ke harian ganda (mixed tide
2. Pasang surut harian ganda (semidiurnal tide)
tide)
1. Pasang surut harian tunggal (diurnal
Secara umum pasang surut di berbagai daerah dapat dibedakan dalam empat tipe yaitu (Triatmodjo, 1999)
2.15.1 Tipe Pasang Surut Bentuk pasang surut di berbagai daerah tidak sama. Di suatu daerah dalam satu hari dapat terjadi satu kali atau dua kali pasang surut.
Transport sendimen sepanjang pantai terdiri dari dua komponen utama, yaitu transport sendimen dalam bentuk mata gergaji di garis pantai dan transport sepanjang pantai di surf zone. Pada waktu gelombang menuju pantai dengan membentuk sudut terhadap garis pantai maka gelombang tersebut akan naik ke pantai (uprush) yang juga membentuk sudut. Massa air yang naik kemudian turun dalam arah tegak lurus pantai. Gerak air tersebut membentuk lintasan seperti mata gergaji, yang disertai dengan terangkutnya sendimen dalam arah sepanjang pantai. Jurnal SMARTek, Vol. 3, No. 2, Mei 2005 : 73 - 85
Gambar 8. Transport sediment sepanjang pantai Dalam aplikasi teknik, transport
(component of wave energy flux) P
l
sediment sepanjang pantai adalah yang dikenal dengan CERC formula ekspresi dari volume transport rate, Q
l
sebagai berikut (Komar, 1976 lihat juga
3
yang mempunyai satuan m /hari atau CEM, 2002) :
3 m /tahun.
……………………..(24)
= l l K
I P
Gambaran lain dari transport dengan : sediment sepanjang pantai diekspresikan sebagai kecepatan
= EC sin l b ( g ) α cos b α b ….(25) P transport dari immersed weight .
I l
untuk, Korelasi antara kedua parameter ini 2
ρ gH b
dapat dirumuskan sebagai berikut ……………………(26)
=
E
(CEM, 2002) : 8 di mana ,
…….…(22)
I = − g
1 − n
( ρ ρ ) ( ) l s
K : koefisien dimensional (K = 0,39) atau : Komponen fluks energi
P l
I l
.……..(23)
Q = gelombang, (N/det) l
1
( ρ − ρ ) ( g − n ) s
H b : tinggi gelombang pecah (m) di mana, : kecepatan group gelombang
C gb
: rapat massa air laut (1025
ρ
pecah, (m/d)
3
kg/m ) 1 / 2 H
⎡ ⎤ b
ρ : rapat massa butiran sediment s
= …….(27)
gd g = b
3 κ
⎢⎣ ⎥⎦
(2650 kg/m )
2
g : perc. gravitasi (9,81 m/det )
H b
, indeks gelombang pecah
κ =
n : porositas sediment (n = 0,4)
d b
1 - n : pore-space factor
b : sudut datang gelombang
: buoyancy factor
ρ − ρ s
pecah Komar dan Inman (1970), memprediksi transport sendimen
H sin b α 1
……………….(28)
sin = g α b
sepanjang pantai merupakan
C κ 1
hubungan sederhana kecepatan sehingga : transport dari immersed weight
I dan l
komponen fluks energi gelombang
Kaajian Hidro-Oceanografi Untuk Deteksi Proses-Proses Fisik di Pantai (Nur Hidayat)
> i
Laju aliran massa sendimen netto di dalam sel adalah : Mn = ρs (Qm - Qk) = ρs ∆Q
Q memberikan indikasi terjadi erosi.
negatif dimana Q i > 1 − i
i Δ y
sebaliknya
Q memberikan indikasi terjadi akresi,
Q
V t s Mt
adalah positif dimana 1 − i
i Δ y
Apabila
Δ adalah t pertambahan waktu dalam tahun.
),
Q
ke sel i ( masuk
Laju perubahan massa dalam sel tiap satuan waktu adalah :
Δ =
adalah
Δ ∂ = Δ
1
∂
∂ ∂ = ∂
x Q d t y
……………...…….(36) Persamaan diatas adalah persamaan kontinuitas sendimen; untuk sel (elemen) yang kecil dapat ditulis manjadi :
1
Δ
x Q d t y
ρ
…………...…..…(35)
Δ Δ Δ = Δ
t x y d Q
…………...…….(34)
Δ = Δ ρ ρ
V t s Q s
……………………...(33) di mana ρs adalah rapat massa sendimen, Qm dam Qk masing-masing adalah debit sendimen masuk dan keluar sel, sehingga diperoleh :
volume transport rate dari sel i -1 masuk
Q
83 b b gb b
l
1
K Q s − − =
( ) ( ) l l P n g
sebagai berikut :
transport rate) sepanjang pantai
…....(30) Sehingga akan diperoleh rumusan volume transport sediment (volume
=
)
α ρ
C H g P
16 2 b gb b
…(29) atau ) 2 sin(
8 2 = l
α α ρ cos sin
C H g P
ρ ρ …..……(31
( ) ( ) l l P n g
), dan 1 − i
. Maju atau mundurnya garis pantai
Q
ke sel i + 1 ( keluar
transport rate sepanjang pantai dari sel i
adalah volume
Q
pada sel i, dimana i
i Δ y
Δ x
Q s ⎟⎟ ⎠ ⎞
Model perubahan garis pantai didasarkan pada persamaan kontinuitas sendimen. Untuk itu pantai dibagi menjadi sejumlah sel (ruas). Pada setiap sel ditinjau angkutan sendimen yang masuk dan keluar. Sesuai dengan hukum kekentalan massa, jumlah laju aliran massa netto di dalam sel adalah sama dengan laju perubahan massa di dalam sel tiap satuan waktu. Gambar 15 memberikan gambaran pembagian pantai menjadi sejumlah sel dengan panjang yang sama yaitu
Gambar 9. Pembagian pantai menjadi sejumlah sel (Triatmojdo 1999)
2.17 Model Perubahan Garis Pantai Perubahan garis pantai dapat diprediksi dengan membuat model matematik yang didasarkan pada imbangan sendimen pantai pada daerah pantai yang ditinjau. Perubahan profil pantai sangat dipengaruhi oleh angkutan sendimen tegak lurus pantai (Triatmodjo 1999).
….…..(32)
1 39 , ρ ρ
=
⎜⎜ ⎝ ⎛ − −
…………………….(37) di mana : y : jarak antara garis pantai dan garis referensi Q : transport sendimen sepanjang pantai x : absis searah sepanjang pantai d : kedalaman air yang tergantung pada profil pantai
Jurnal SMARTek, Vol. 3, No. 2, Mei 2005 : 73 - 85
(kedalaman d dapat Sudut gelombang pecah dapat dianggap sama dengan dihitung dengan menggunakan rumus kedalaman gelombang sebagai berikut :
α α + tg tg i
.....(40)
= ± = tg α tg α α
d
( )
∆y : luas tampang dari sendimen b i
1
- tg α tg α
i
yang diendapkan atau tererosi Model perubahan garis pantai
Dalam persamaan kontinuitas dilakukan dengan urutan langkah tersebut nilai ∆t, d dan ∆x adalah tetap, sebagai berikut : sehingga nilai ∆y tergantung pada ∆Q.
a. Menentukan bentuk garis pantai Apabila ∆Q negatif (transpor sendimen awal yang masuk lebih kecil dari yang keluar
b. Membagi garis pantai atas sejumlah sel) maka ∆y akan negatif, yang berarti sel pantai mengalami erosi dan sebaliknya c. Menentukan berbagai sumber pada pantai yang mengalami akresi sendimen dan sendimen yang hilang (sendimentasi). pada seluruh pias
Apabila ∆Q = 0 maka ∆y = 0 yang berarti
d. Menghitung transpor sendimen pada pantai stabil. setiap pias berdasarkan tinggi dan
Transpor sedimen sepanjang periode gelombang serta sudut pantai tergantung pada sudut datang datang gelombang gelombang pecah b . Sudut
e. Menghitung perubahan garis pantai gelombang pecah akan berubah dari untuk setiap langkah waktu t. satu sel ke sel yang lain karena adanya
Dalam model perubahan garis perubahan garis pantai. Seperti yang pantai, persamaan kontinuitas dapat ditujukan dalam gambar 16, sudut i diselesaikan dengan menggunakan yang dibentuk oleh garis pantai dengan skema explisit sebagai berikut, garis sejajar sumbu x, antara sel i dan i + (Triatmodjo, 1999) : 1 diberikan oleh :
F(x,t) = f i …………………………..(41) y − y i i −1 n +1 n
………..……(38)
tg α = i f ( x , t ) f − f
∂ i i Δ x
...……(42)
= t t
∂ Δ n n
∂ ( , ) − f x t f f i +1 i
= ……….(43) ∂ x Δ x
Dengan menggunakan skema tersebut persamaan kontinuitas dapat ditulis dalam bentuk : n − 1 n n n
y − y i i i −
1 Q − Q 1 i
…(44)
= t d x
Δ Δ i Δ t n n
Gambar 9. Hubungan antara o, i, dan .........(45)
Δ = − y Q Q i ( i −1 i )
Δ d x
b (Triatmojdo 1999)
i
Persamaan tersebut dengan Apabila gelombang datang kondisi batas kiri dan batas kanan, dengan membentuk sudut o dengan memungkinkan untuk menghitung arah sumbu x, maka sudut dataang
n
1 −
gelombang pecah terhadap garis
y (i = 1,.........,N)....................(46) i
pantai adalah : Kondisi batas kiri dan kanan
b i ± o
= …………………...…(39) adalah transpor sendimen pada batas- batas tersebut. Pada awal hitungan,
Kaajian Hidro-Oceanografi Untuk Deteksi Proses-Proses Fisik di Pantai (Nur Hidayat)
nilai awal posisi garis pantai (y) didapat Komar, P.D. (1976). Beach Process And dari data pengukuran sebagai kondisi Sedimentation, School of Oceanography. Oregon State awal. Dengan menetapkan nilai
Δ t
dan maka nilai dapat
Δ x y i Englewood Cliffs, New Jersey.
dihitung. Hasil tersebut kemudian Ongkosono, O.S.R, Suyarso. (1989). digunakan sebagai nilai awal baru untuk
Pasang Surut, Lembaga Ilmu
menghitung berikutnya. Prsedur ini Pengetahuan Indonesia, Pusat diulang lagi untuk langkah waktu Penelitian dan Pengembangan berikutnya, yang pada akhirnya akan Oseanologi, Jakarta. didapatkan volume transport yang terjadi di suatu pantai.
Praktikto,W.A (2000). Perencanaan
fasilitas Pantai dan laut, BPFE-
3. Ke sim p ula n Yogyakarta, Yogyakarta.
Dengan melakukan kajian hidro- oseanografi pada suatu perairan pantai Triatmodjo Bambang. (1999). Teknik dapat diprediksi proses-proses fisik yang
Pantai. Unit Antar Universitas Ilmu
terjadi, yaitu kerusakan daerah pantai Teknik, Universitas Gaja Mada, akibat perubahan garis pantai berupa Beta Offset, Yogyakarta. akresi dan erosi pantai yang disebabkan oleh longshore transport sediment .
4. DA FTA R PUSTA KA
CEM. (2002). Coastal Sediment
Processes, Solution to Disasters
Conference 2002 San Diego, CA CEM. (1992). Coastal Groins and
Nearshore Breakwaters,
Engineering and Design, Department of the Army, US. Army Corps of Engineers, Washington DC.
CERC (1984). Shore Protection Manual, Department of the ARMY, Waterways Experiment Station, Corps of Engineers, Coastal Engineering Research Center, Washington DC.
Goda, Y. (2000). Random Seas ang
Design of Maritime Structure, University of Tokyo.
85