kajian hidro-oseanografi untuk deteksi proses ... - jurnalsmartek

ekSIPIL MESIN ARSITEKTUR ELEKTROKAJIAN HIDRO-OSEANOGRAFI UNTUK DETEKSI PROSES-PROSES FISIK DI PANTAINur Hidayat *AbstractThis 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, windanalysis, tidal wave and coastal batimetry condition. By conduction a hydro-oceanography studyon one coastal area, the physical processes can be predicted. One of physical processes whichare frequently happened is the destruction of coastal area due to the change of coastal line inthe form of coastal accretion and erotion caused by longshore transport sediment.Keywords: Hydro-oceanography, longshore transport sedimentAbstrakPenulisan 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 hidrooseanografipada suatu perairan pantai dapat diprediksi proses-proses fisik yang terjadi, salahsatu proses fisik yang sangat sering didapati adalah kerusakan daerah pantai akibat perubahangaris pantai berupa akresi dan erosi pantai yang disebabkan oleh longshore transport sediment.Kata kunci: Hidro-oseanografi, longshore transport sediment1. PendahuluanPantai selalu menyesuaikanbentuk profilnya sedemikian sehinggamampu meredam energi gelombangyang datang. Penyesuaian bentuktersebut merupakan tanggapan dinamisalami pantai terhadap laut. Seringpertahanan alami pantai tidak mampumenahan serangan aktifitas laut(gelombang, arus, pasang surut)sehingga pantai dapat tererosi, namunpantai akan kembali kebentuk semulaoleh pengaruh gelombang normal.Tetapi adakalanya pantai yang tererositersebut tidak kembali ke bentuk semulakarena material pembentuk pantaiterbawa arus ke tempat lain dan tidakkembali ke tempat semula (pantaitererosi).Dalam keadaan tersebutdibutuhkan upaya–upaya perlindunganpantai buatan (bangunan– bangunanpelindung pantai).Gambar 1. Profil Pantai2. Tinjauan PustakaGelombangGelombang di laut dapatdibedakan menjadi beberapa macamyang tergantung kepada gayapembangkitnya. Gelombang tersebutadalah gelombang angin yangdibangkitkan oleh tiupan angindipermukaan laut, gelombang pasangsurut dibangkitkan oleh gaya tarikbenda-benda langit terutama mataharidan bulan terhadap bumi, gelombangtsunami terjadi karena letusan gunung* Staf Pengajar Jurusan Teknik Sipil Fakultas Teknik Universitas Tadulako, Palu

Jurnal SMARTek, Vol. 3, No. 2, Mei 2005 : 73 - 85berapi atau gempa di laut, gelombangyang dibangkitkan oleh kapal yangbergerak, dan sebagainya(Triatmodjo.1999).Gambar 2. menunjukkan illustrasisuatu gelombang yang berada padasistem kordinat x-y. gelombang menjalarpada arah sumbu X, beberapa notasi(karakteristik) yang digunakan adalah :d = kedalaman laut (jarak antaramuka air rerata dan dasar laut)H = tinggi gelombang = 2 a ( a = ½ H)a = ampitudo gelombangL = panjang gelombang (jarak antaradua puncak gelombang yangberurutan)T = periode gelombang (intervalwaktu yang diperlukan olehpartikel air untuk kembali padakedudukan yang sama dengankedudukan sebelumnya)C = kecepatan rambat gelombang =L/Tσ = frekuensi gelombang = 2π/Tk = angka gelombang = 2π/LDefenisi gelombang tersebut diatas digunakan untuk memudahkanpemahaman mengenai gelombangdan merupakan pemahaman awaluntuk meyelesaikan persoalan maupunperhitungan yang berhubungandengan teknik pantai.2.2 Energi gelombangGelombang yang terjadi di lautsecara dominan dibangkitkan olehangin dan biasa disebut dengangelombang angin. Gelombang dapatmenimbulkan energi untuk membentukpantai, menimbulkan arus dan transportsedimen dalam arah tegak lurus dansepanjang pantai dan menyebabkangaya-gaya yang bekerja padabangunan pelindung pantai.Gelombang merupakan faktor utamadalam perencanaan bangunanpelindung pantai.Berdasarkan teori gelombangamplitudo kecil / teori gelombang Airy-1845 (small amplitude wave theory)energi total suatu panjang gelombangmerupakan penjumlahan dari energikinetik dan energi potensial. Energikinetik gelombang adalah energi yangdisebabkan kecepatan partikel airkarena adanya gerak gelombang.Sedangkan energi potensial gelombangadalah energi yang dihasilkan olehperpindahan muka air karena adanyagelombang..Besarnya energi kinetik persatuan lebaruntuk satu panjang gelombangdiperoleh dengan persamaan(Triadmodjo 1999) :WaveCrestL = Wave LengthStill WaterLevelH = Wave HeightCrest Length RegionTrough LengthRegionWaveTroughOceanBottomd = DepthGambar 2. Defenisi Gelombang74

Kaajian Hidro-Oceanografi Untuk Deteksi Proses-Proses Fisik di Pantai(Nur Hidayat)ρgH2 LE k= ……………….....…(1)16Energi potensial persatuan lebaruntuk satu panjang gelombangdiperoleh dengan persamaan :ρgH 2 LE p= ……...………(2)16Dengan demikian total energidalam sebuah gelombang persatuanlebar panjang gelombang adalah :ETρgH 2 L= Ek+ Ep= ……..(3)8sedangkan tenaga gelombang adalah: P =nET= nEC ………….….…..(4)di mana,1⎞⎜2kdn = 1 + ⎟ …………..…(5)2 ⎝ sinh 2 kd ⎠ET = total energi gelombang(Nm/d/m)Ek = energi kinetik gelombang(Nm/d/m)Ep = energi potensial gelombang(Nm/d/m)ρ = rapat massa air laut = 1,03ton/m 3g = gaya gravitasiH = tinggi gelombang pecah (m)d = kedalaman gelombang (m)C = cepat rambat gelombang(m/d)T = periode gelombang (d)L = panjang gelombang (m)K, n = konstanta, indeks(dimensionless) dapat dilihatpadaTabel L-1Triatmodjo,19992.3 Deformasi gelombangSuatu deretan gelombang yangbergerak menuju pantai akanmengalami perubahan bentuk yangdisebabkan oleh proses refraksi danpendangkalan gelombang, difraksi,refleksi, dan gelombang pencah.Dalam analisa deformasigelombang sering dilakukan dengankonsep gelombang laut dalam ekivalen.Pemakaian gelombang ini bertujuanuntuk menetapkan tinggi gelombangyang mengalami refraksi dan difraksi.Tinggi gelombang laut dalam ekivalendiberikan oleh bentuk (Triatmodjo 1999) :'H0= Ks. Kr.H0 ………………..(6)di mana :H’0 = tinggi gelombang laut dalamekivalenKs = koefisien pendangkalan(shoaling)Kr = koefisien refraksiH0 = tinggi gelombang laut dalamKonsep tinggi gelombang lautdalam ekivalen ini digunakan dalamanalisis gelombang pecah yang meliputitinggi dan kedalaman gelombangpecah2.4 Refraksi dan pendangkalangelombangDefraksi terjadi karena adanyapengaruh perubahan kedalaman laut.Refraksi dan pendangkalan gelombang(wave shoaling) akan dapatmenentukan tinggi gelombang di suatutempat berdasarkan karakteristikgelombang datang. Refraksimempunyai pengaruh yang cukupbesar terhadap tinggi dan arahgelombang serta distribusi energigelombang di sepanjang pantai.Suatu deretan gelombang yangdi laut dalam mempunyai panjanggelombang Lo dan garis puncakgelombang sejajar bergerak menujupantai yang memiliki kontur dasar lautdan garis pantai yang tidak teratur,seperti pada gambar 3. Terlihat bahwagaris puncak gelombang berubahbentuk dan berusaha untuk sejajar gariscontour dan garis pantai. Garisortogonal gelombang membelok dalamarah menuju tegak lurus garis kontur.Pada lokasi 1, garis orthogonalmenguncup (konvergen) sedang dilokasi 2, garis ortogonal menyebar(divergen).Karena energi gelombang diantara dua garis ortogonal adalahkonstan sepanjang lintasan, berartienergi gelombang tiap satuan lebar dilokasi 1 adalah lebih besar daripada dilokasi 2 (jarak antara garis orthogonal dilokasi 1 lebih kecil daripada di lautdalam sedangkan di lokasi 2 jaraktersebut lebih besar).75

Jurnal SMARTek, Vol. 3, No. 2, Mei 2005 : 73 - 85Dalam menyelesaikan masalahrefraksi gelombang yang disebabkankarena perubahan kedalaman laut,seperti pada gambar 3, suatu deretangelombang menjalar dari laut dengankedalaman d1 menuju kedalaman d2,dianggap tidak ada refleksi gelombangpada kedalaman tersebut. Karenaadanya perubahan kedalaman makacepat rambat dan panjang gelombangberkurang dari C1 dan L1 menjadi C2dan L2. Sesuai dengan hukum Snellius,berlaku :⎛ C2sin α2 ⎟ ⎞= ⎜ sin α ……………(7)1⎝ C1 ⎠dengan :α1 : sudut antara garis puncakgelombang dengan konturdasar di mana gelombangmelintas.α2 : sudut yang sama diukur darigaris puncak gelombangmelintasi kontur dasarberikutnya.C1 : kecepatan gelombang padakedalaman di konturpertama.Apabila ditinjau gelombang dilaut dalam dan di suatu titik yangditinjau, maka :⎛ Csin α ⎟ ⎞= ⎜ sin α ……..……..(8)0⎝ C0 ⎠dengan α adalah sudut antara garispuncak gelombang dan garis konturdasar laut di titik yang ditinjau, dan α0adalah sudut antara garis puncakgelombang di laut dalam dan garispantai.Dari perumusan tersebut diperolehsuatu koefisien yang disebut koefisienrefraksi (Kr) yang diformulasikan sebagaiberikut :cos α0Kr =…………….……(9)cos αSelanjutnya tinggi gelombangpada kedalaman tertentu (H’o) dapatdihitung dengan menggunaan rumus :H’o = Ks . Kr . Ho ……………….(10)Dimana :Ks : koefisien pendangkalan(shoaling), dapat diperolehsecara langsung dari tabel L-1(Triatmodjo 1999).Ho : Tinggi gelombang di laut dalam.2.5 Difraksi gelombangDifraksi gelombang terjadi apabilasuatu deretan gelombang terhalangoleh rintangan seperti pemecahgelombang atau suatu pulau, dimanatinggi gelombang di suatu titik padagaris puncak gelombang lebih besardaripada titik di dekatnya, yangmenyebabkan perpindahan energisepanjang puncak gelombang ke arahtinggi gelombang yang lebih kecil(Triatmodjo, 1999).Gambar 3. Refraksi Gelombang (Triatmodjo, 1999)76

Kaajian Hidro-Oceanografi Untuk Deteksi Proses-Proses Fisik di Pantai(Nur Hidayat)Gambar 4. Hukum Snellius untukrefraksi gelombang(Triatmodjo, 1999)Pada pemecah gelombangtunggal seperti pada gambar 5, tinggigelombang di suatu tempat di daerahterlindung tergantung pada jarak titiktersebut terhadap ujung rintangan r,sudut antara rintangan dan garis yangmenghubungkan titik tersebut denganujung rintangan β, dan sudut antaraarah penjalaran gelombang danrintangan θ. Perbandingan antaratinggi gelombang di titik yang terletak didaerah terlindung HA dan tinggigelombang datang HP disebut dengankoefisien difraksi K’.HAK ' = ;HPK ' = f ( θ , β , r L)…………….(11)Gambar 5. Difraksi gelombang dibelakang rintangan(Triatmodjo, 1999)2.6 Gelombang pecahGelombang pecah dipengaruhioleh kemiringannya, yaituperbandingan antara tinggi danpanjang gelombang. Di laut dalamkemiringan gelombang maksimum dimana gelombang mulai tidak stabildiberikan oleh bentuk berikut (CERC,1984) :HoLo=1 =70,142…….………..(12)2.7 Refleksi gelombangGelombang datang yangmengenai breakwater sebagianenerginya akan diserep dansebagiannya akan dipantulkan. Besarkemampuan suatu bangunanmemantulkan gelombang diberikanoleh koefisien refleksi, yaituperbandingan antara tinggi gelombangrefleksi Hrdan tinggi gelombangdatang H (CERC, 1984) :=iHrχ ....................................(13)HiKoefisien refleksi bangunandiperkirakan berdasarkan tes model.Dalam Triatmodjo (1999), Koefisienrefleksi untuk tipe bangunan tumpukanbatu sisi miring diberikan 0,3 sampai 0,6.2.8 Pembangkitan gelombang anginAngin yang berhembus di ataspermukaan air laut akan memindahkanenerginya ke air. Kecepatan angin akanmenimbulkan tegangan padapermukaan laut, sehingga permukaanair yang semula tenang akan terganggudan timbul riak gelombang kecil di ataspermukaan air laut. Apabila kecepatanangin bertambah, riak tersebut semakinbesar dan apabila angin berhembusterus akhirnya akan terbentukgelombang. Semakin lama dan semakinkuat angin berhembus, semakin besargelombang yang terbentuk.Tinggi dan periode gelombangyang dibangkitkan oleh angindipengaruhi oleh kecepatan angin U,lama hembus angin D, arah angin, danfetch F.Fetch adalah daerah dimanakecepatan dan arah angin adalahkonstan. Arah angin masih dianggapkonstan apabila perubahan-77

Jurnal SMARTek, Vol. 3, No. 2, Mei 2005 : 73 - 85perubahannya tidak lebih dari 15 o .Sedangkan kecepatan angin masihdianggap konstan jika perubahannyatidak lebih dari 5 knot (m/det) terhadapkecepatan rerata.2.9 Data anginData angin yang digunakan untukperamalan gelombang adalah dataangin dipermukaan laut pada lokasipembangkitan. Data tersebut dapatdiperoleh dari pengukuran langsung dilaut atau pengukuran di darat di dekatlokasi peramalan yang kemudiandikonversi menjadi data angin di laut.Kecepatan angin dinyatakandalam knot. Satu knot adalah panjangsatu menit garis bujur yang melaluikatulistiwa yang ditempuh dalam satujam, atau 1 knot = 1,852 km/jam = 0,5144m/det. Data angin dicatat tiap jamsehingga dapat diketahui kecepatantertentu dan durasinya, kecepatanangin maksimum, arah angin dan dapatdihitung kecepatan angin rerata harian.Jumlah data angin untuk beberapatahun pengamatan sangat banyak,untuk itu data tersebut harus diolah dandisajikan dalam bentuk tabel ataudiagram yang disebut dengan mawarangin.2.10 Konversi kecepatan anginPengukuran data angin dipermukaan laut adalah yang palingsesuai untuk peramalan gelombang.Data angin dari pengukuran dengankapal perlu dikoreksi denganmenggunakan persamaan berikut :U = 2,16 Us 7/9 .............................(14)di mana :Us : kecepatan angin diukurdengan kapalU : kecepatan anginterkoreksiBiasanya pengukuran angindilakukan di daratan, padahal di dalamrumus-rumus pembangkit gelombangdata angin yang digunakan adalahyang diukur di atas permukaan laut.Oleh karena itu diperlukan transformasidari data angin yang di atas daratanyang terdekat dengan lokasi studi kedata angin di atas permukaan laut.Hubungan antara angin di atas laut danangin di atas daratan terdekat diberikanolehRL = UW/UL, seperti pada gambar 6.Rumus-rumus dan grafikpembangkitangelombangmengandung variable UA, yaitu faktortegangan angin (wind-stress-factor)yang dapat dihitung dari kecepatanangin. Kecepatan angin dikonversikanpada faktor tegangan angin denganmenggunakan rumus 15 :Gambar 6. Hubungan antara kecepatan angin di permukaan laut dan daratan(CERC, 1984).78

Kaajian Hidro-Oceanografi Untuk Deteksi Proses-Proses Fisik di Pantai(Nur Hidayat)UA = 0,71 UW 1,23 ........................(15)di mana : Uw = kecepatan angin dalamm/det.2.11 FetchFetch adalah daerahpembentukan gelombang yangdiasumsikan memiliki kecepatan danarah angin relatif konstan. Dalamtinjauan pembangkitan gelombang dilaut, fetch dibatasi oleh bentuk daratanyang mengelilingi laut. Di daerahpembentukan gelombang, gelombangtidak hanya dibangkitan dalam arahyang sama dengan arah angin tetapijuga dalam berbagai sudut terhadaparah angin, maka panjang fetch diukurdari titik pengamatan dengan interval6 o .Untuk mendapatkan fetch efektifdapat diberikan oleh persamaan berikut(Triatmodjo, 1999) :∑ Xicos αF =.................(16)eff∑ cos αdengan :Feff : fetch rerata efektif.Xi : panjang segmen fetch yangdiukur dari titik observasigelombang ke ujung akhirfetch.α : deviasi pada kedua sisidari arah angin, denganmenggunakan pertambahan6 o sampai sudut sebesar 42 opada kedua sisi dari arahangin.2.12 Peramalan gelombang di lautdalamPembentukan gelombang di lautdalam dianalisa dengan pendekatanempiris berdasarkan model parametrik(Hasselmann et.al, 1976 dalam CERC,1984) dan digunakan untuk peramalangelombang yang dibatasi fetch danuntuk kondisi fully Developed padaperairan dalam sebagai berikut : Kondisi dibatasi fetch• Hmo = 0,01616 UA . F 1/2• Tm = 0,6238 ( UA.F) 1/3• t = 0,893⎛ F⎜⎝2U A⎞⎟⎠1 / 3................(17) Kondisi Fully Developed• Hmo = 0,024821 UA 2• Tm = 0,830 UA• t = 2,027 U …...............(18)di mana :Hmo : tinggi gelombang signifikanyang didasarkan pada energispektral (m)Tm : periode gelombang puncakpada spektral (detik)Ts : periode gelombang signifikan,Ts = 0,95 . Tmt : durasi angin (jam)UA : factor tegangan angindisebut sebagai kecepatanyang disesuaikan (adjustedspeed), (m/det)F : fetch efektif (km)2.13 Perkiraan Gelombang Ekstrim(Gelombang dengan PeriodeUlang)Frekuensi gelombang-gelombangbesar merupakan faktor yangmempengaruhiperencanaanbangunan pantai. Untuk menetapkangelombang dengan periode ulangtertentu dibutuhkan data gelombangdalam jangka waktu pengukuran cukuppanjang (beberapa tahun). Datatersebut bisa berupa data pengukurangelombang atau data gelombang hasilprediksi (peramalan) berdasar dataangin. Keandalan dari gelombangekstrim yang diprediksi tergantung padakebenaran data yang tersedia danjumlah tahun pencatatan.Dari setiap tahun pencatatandapat ditentukan gelombangrepresentatif seperti Hs, H10, H1, Hmaks dansebagainya. Berdasar data representatifuntuk beberapa tahun pengamatandapat diperkirakan gelombang yangdiharapkan disamai atau dilampaui satukali dalam T tahun, dan gelombangtersebut dikenal dengan gelombangperiode ulang T tahun atau gelombangT tahunan.Misalkan T = 50, gelombang yangdiperkirakan adalah gelombang 50tahunan atau gelombang denganperiode ulang 50 tahun, artinya bahwagelombang tersebut diharapkandisamai atau dilampaui rata-rata sekali79

Jurnal SMARTek, Vol. 3, No. 2, Mei 2005 : 73 - 85dalam 50 tahun. Hal ini tidak berartibahwa gelombang 50 tahunan hanyaakan terjadi satu kali dalam setiapperiode 50 tahun yang berurutan,melainkan diperkirakan bahwagelombang tersebut jika dilampaui k kalidalam periode panjang M tahun akanmempunyai nilai k/M yang kira-kirasama dengan 1/50.2.14 Arus Dekat Pantai (NearshoreCurrents)Gelombang yang menjalarmenuju pantai membawa massa airdan momentum dalam arah penjalarangelombang. Transport massa air danmomentum tersebut menimbulkan arusdi daerah dekat pantai.Daerah yang dilintasi gelombangtersebut adalah offshore zone, surf zonedan swash zone. Di daerah lepas pantai(offshore zone), yaitu daerah yangterbentang dari lokasi gelombangpecah ke arah laut, gelombangmenimbulkan gerak orbit partikel airyang menimbulkan transport massa airdisertai terangkutnya sedimen dasardalam arah menuju pantai (onshore)dan meninggalkan pantai (offshore).Di surf zone, yaitu daerah antaragelombang pecah dan garis pantai,ditandai dengan gelombang pecahdan penjalaran gelombang setelahpecah ke arah pantai.Gelombang pecah menimbulkanarus dan turbolensi yang sangat besaryang dapat menggerakan sendimendasar. Setelah pecah, gelombangmelintasi surf zone menuju pantaidengan kecepatan partikel air hanyabergerak dalam arah penjalarangelombang.Di swash zone gelombang yangsampai di garis pantai pantaimenyebabkan massa air bergerak keatas kemudian turun lagi padapermukaan pantai disertai denganterangkutnya sendimen.Bila garis puncak gelombang sejajardengan garis pantai, maka akan terjadiarus dominan di pantai berupa sirkulasisel dengan rip current yang menuju kelaut. Bila sudut gelombang pecahterhadap garis pantai adalah b > 5 o ,akan menimbulkan arus sejajar pantai disepanjang pantai. Sedangkan yangumumnya terjadi adalah kombinasi darikedua kondisi tersebut.Gambar 7. Arus Dekat Pantai,A.Rip current,B.Longshore current,C.Kombinasi A dan B.Komar dan Inman (1970)menurunkan rumus untuk menghitungarus sepanjang pantai sebagai berikut(Komar, 1976) :Jika sudut datang gelombangpecah, b kecil∇ l = 2 ,7Um sin b .............(19) Jika sudut datang gelombangpecah, b Besar∇ l = 2,7Um sin b cos b ......(20)dengan :UUdi mana,mmEHH⎛ 2= ⎜⎝ ρg=4bbb1 / 2⎞ atau⎟⎠………….….(21)U m: harga maksimum darikecepatan orbital horisontalyang dihitung pada breakerzone∇ l : kecepatan arus sejajarpantaiρ : rapat massa air lautHbb: tinggi gelombang pecah: sudut datang gelombangpecah2.15 Pasang SurutPasang surut adalah fluktuasimuka air laut karena adanya gaya tarik80

Kaajian Hidro-Oceanografi Untuk Deteksi Proses-Proses Fisik di Pantai(Nur Hidayat)benda-benda langit, terutama mataharidan bulan terhadap massa air laut dibumi. Meskipun massa bulan jauh lebihkecil dari massa matahari, tetapi karenajaraknya terhadap bumi jauh lebihdekat, maka pengaruh gaya tarik bulanterhadap bumi lebih besar dari padapengaruh gaya tarik matahari. Gayatarik bulan mempengaruhi pasang surutadalah 2,2 kali lebih besar daripadagaya tarik matahari (Triatmodjo,1999).2.15.1 Tipe Pasang SurutBentuk pasang surut di berbagaidaerah tidak sama. Di suatu daerahdalam satu hari dapat terjadi satu kaliatau dua kali pasang surut.Secara umum pasang surut diberbagai daerah dapat dibedakandalam empat tipe yaitu (Triatmodjo,1999)1. Pasang surut harian tunggal (diurnaltide)2. Pasang surut harian ganda(semidiurnal tide)3. Pasang surut campuran condongke harian ganda (mixed tideprevailing semidiurnal)4. Pasang surut campuran condong keharian tunggal (mixed tide prevailingdiurnal)2.15.2 Elevasi muka air pasang surutElevasi muka air pasang surutditentukan berdasarkan pengukuranselama 15 hari atau 30 hari. Pengukurandilakukan dengan system topografi localdi lokasi pekerjaan.Beberapa elevasi pasang surutdidefinisikan sebagai berikut :1. Muka air tertinggi (HWL), muka airtertinggi yang dicapai pada saat airpasang dalam satu siklus pasangsurut.2. Muka air rendah (LWL), kedudukanair terendah yang dicapai padasaat air surut dalam satu sikluspasang surut.3. Muka air tinggi rerata (MHWL),adalah rerata dari muka air tinggiselama periode 19 tahun.4. Muka air rendah rerata (MLWL),adalah rerata dari muka air rendahselama period 19 tahun.5. Muka air laut rerata (MSL), adalahmuka air rerata antara muka airtinggi rerata dan muka air rendahrerata. Elevasi ini digunakansebagai referensi untuk elevasi didaratan.6. Muka air tinggi tertinggi (HHWL), airtertinggi pada saat pasang surutpurnama atau bulan mati.7. Muka air rendah terendah (loweslow water level, LLWL), air terendahpada saat pasang surut purnamaatau bulan mati.2.16. Transpor Sendimen SepanjangPantai (Longshore SendimenTransport)Secara umum proses transportsedimen dapat dibagi atas tigatahapan sebagai berikut (Pratikto1997)” :1. Teraduknya material kohesif daridasar laut hingga tersuspensi ataulepasnya material non kohesif daridasar laut.2. Perpindahan material secarahorizontal.3. Pengendapan kembali partikel/material sedimen tersebut.Masing-masing tahap tersebuttergantung pada gerakan air dankarakteristik sedimen yang terangkut.Gerakan air pada dasarnya berbedaantara arus semata (kanal/sungai) ataugelombang semata (kolam/danau)atau kombinasi gelombang dan arusyang terjadi di pesisir pantai.Transport sendimen sepanjangpantai terdiri dari dua komponenutama, yaitu transport sendimen dalambentuk mata gergaji di garis pantai dantransport sepanjang pantai di surf zone.Pada waktu gelombang menuju pantaidengan membentuk sudut terhadapgaris pantai maka gelombang tersebutakan naik ke pantai (uprush) yang jugamembentuk sudut. Massa air yang naikkemudian turun dalam arah tegak luruspantai. Gerak air tersebut membentuklintasan seperti mata gergaji, yangdisertai dengan terangkutnya sendimendalam arah sepanjang pantai.81

Jurnal SMARTek, Vol. 3, No. 2, Mei 2005 : 73 - 85Gambar 8. Transport sediment sepanjang pantaiDalam aplikasi teknik, transportsediment sepanjang pantai adalahekspresi dari volume transport rate, Qlyang mempunyai satuan m 3 /hari ataum 3 /tahun.Gambaran lain dari transportsediment sepanjang pantaidiekspresikan sebagai kecepatantransport dari immersed weight Il.Korelasi antara kedua parameter inidapat dirumuskan sebagai berikut(CEM, 2002) :atau( ρ − ρ ) g ( n )I =s1 −Qll=I( ρ − ρ ) g ( 1 − n )sl…….…(22).……..(23)di mana,ρ : rapat massa air laut (1025kg/m 3 )ρ : rapat massa butiran sediments(2650 kg/m 3 )g : perc. gravitasi (9,81 m/det 2 )n : porositas sediment (n = 0,4)1 - n : pore-space factorρs− ρ : buoyancy factorKomar dan Inman (1970),memprediksi transport sendimensepanjang pantai merupakanhubungan sederhana kecepatantransport dari immersed weight I ldankomponen fluks energi gelombang(component of wave energy flux)Plyang dikenal dengan CERC formulasebagai berikut (Komar, 1976 lihat jugaCEM, 2002) :I = K ……………………..(24)l P ldengan :Pl=( ECg) sin αbcos αbb….(25)untuk,E =2ρ gHb8……………………(26)di mana ,K : koefisien dimensional (K = 0,39)Pl: Komponen fluks energigelombang, (N/det)Hb : tinggi gelombang pecah (m)Cgb : kecepatan group gelombangpecah, (m/d)=1 / 2⎡ Hb ⎤gdb= ⎢ g …….(27)⎥⎣ κ ⎦Hbκ = , indeks gelombang pecahdbb : sudut datang gelombangpecahsinHsin αb 1αb= g……………….(28)κ C1sehingga :82

Kaajian Hidro-Oceanografi Untuk Deteksi Proses-Proses Fisik di Pantai(Nur Hidayat)PatauPllρgH 2= C b gbsin αbcos α …(29)b8ρg2=sin( 2b)16H C b gbα…....(30)Sehingga akan diperoleh rumusanvolume transport sediment (volumetransport rate) sepanjang pantaisebagai berikut :Ql=KP…..……(31l( ρs− ρ ) g ( 1 − n ))⎛ 0 ,39 ⎞ ….…..(32)Q=Pll⎜(s) g ( n )⎟⎝ ρ − ρ 1 − ⎠2.17 Model Perubahan Garis PantaiPerubahan garis pantai dapatdiprediksi dengan membuat modelmatematik yang didasarkan padaimbangan sendimen pantai padadaerah pantai yang ditinjau.Perubahan profil pantai sangatdipengaruhi oleh angkutan sendimentegak lurus pantai (Triatmodjo 1999).Gambar 9. Pembagian pantai menjadisejumlah sel (Triatmojdo1999)Model perubahan garis pantaididasarkan pada persamaan kontinuitassendimen. Untuk itu pantai dibagimenjadi sejumlah sel (ruas). Pada setiapsel ditinjau angkutan sendimen yangmasuk dan keluar. Sesuai denganhukum kekentalan massa, jumlah lajualiran massa netto di dalam sel adalahsama dengan laju perubahan massa didalam sel tiap satuan waktu. Gambar 15memberikan gambaran pembagianpantai menjadi sejumlah sel denganpanjang yang sama yaitu Δ x . Majuatau mundurnya garis pantai Δ yipadasel i, dimana Q adalah volumeitransport rate sepanjang pantai dari sel ike sel i + 1 ( Q ), dankeluarQ adalahi −1volume transport rate dari sel i -1 masukke sel i ( Q ), Δ t adalahmasukpertambahan waktu dalam tahun.Apabila Δ yiadalah positif dimana Qi −1> Q memberikan indikasi terjadi akresi,isebaliknya Δ yinegatif dimana Q i>Q memberikan indikasi terjadi erosi.i −1Laju aliran massa sendimen netto didalam sel adalah :Mn = ρs (Qm - Qk) = ρs ∆QLaju perubahan massa dalam sel tiapsatuan waktu adalah :sMt = ρ V ……………………...(33)Δ tdi mana ρs adalah rapat massasendimen, Qm dam Qk masing-masingadalah debit sendimen masuk dankeluar sel, sehingga diperoleh :ρsρ sΔQ= V …………...…….(34)ΔtdΔyΔxΔ Q = …………...…..…(35)ΔtΔ y ∂Q=1 ……………...…….(36)Δtd ΔxPersamaan diatas adalah persamaankontinuitas sendimen; untuk sel (elemen)yang kecil dapat ditulis manjadi :∂ y ∂Q=1 …………………….(37)∂td ∂xdi mana :y : jarak antara garis pantai danQgaris referensi: transport sendimen sepanjangpantaix : absis searah sepanjangpantaid : kedalaman air yangtergantung pada profil pantai83

Jurnal SMARTek, Vol. 3, No. 2, Mei 2005 : 73 - 85(kedalaman d dapatdianggap sama dengankedalaman gelombangpecah)d ∆y : luas tampang dari sendimenyang diendapkan atautererosiDalam persamaan kontinuitastersebut nilai ∆t, d dan ∆x adalah tetap,sehingga nilai ∆y tergantung pada ∆Q.Apabila ∆Q negatif (transpor sendimenyang masuk lebih kecil dari yang keluarsel) maka ∆y akan negatif, yang berartipantai mengalami erosi dan sebaliknyapada pantai yang mengalami akresi(sendimentasi).Apabila ∆Q = 0 maka ∆y = 0 yang berartipantai stabil.Transpor sedimen sepanjangpantai tergantung pada sudut datanggelombang pecah b. Sudutgelombang pecah akan berubah darisatu sel ke sel yang lain karena adanyaperubahan garis pantai. Seperti yangditujukan dalam gambar 16, sudut iyang dibentuk oleh garis pantai dengangaris sejajar sumbu x, antara sel i dan i +1 diberikan oleh :tgα=iyi− yΔxi−1………..……(38)Sudut gelombang pecah dapatdihitung dengan menggunakan rumussebagai berikut :tgαi+ tgα0tgαb= tg( αi± α0) =.....(40)1+tgαtgαModel perubahan garis pantaidilakukan dengan urutan langkahsebagai berikut :a. Menentukan bentuk garis pantaiawalb. Membagi garis pantai atas sejumlahselc. Menentukan berbagai sumbersendimen dan sendimen yang hilangpada seluruh piasd. Menghitung transpor sendimen padasetiap pias berdasarkan tinggi danperiode gelombang serta sudutdatang gelombange. Menghitung perubahan garis pantaiuntuk setiap langkah waktu t.Dalam model perubahan garispantai, persamaan kontinuitas dapatdiselesaikan dengan menggunakanskema explisit sebagai berikut,(Triatmodjo, 1999) :F(x,t) =fi …………………………..(41)∂f( x,t )=∂tfn +1i−Δ tfini0...……(42)∂nfi +1f ( x,t)=∂x−Δxfni……….(43)Gambar 9. Hubungan antara o, i, danb (Triatmojdo 1999)Apabila gelombang datangdengan membentuk sudut o denganarah sumbu x, maka sudut dataanggelombang pecah terhadap garispantai adalah :84b = i ± o …………………...…(39)Dengan menggunakan skematersebut persamaan kontinuitas dapatditulis dalam bentuk :n −1nn nyi− yi 1 Qi−1− Qi=…(44)ΔtdiΔxΔtn nΔyi= ( Qi− Qi).........(45)−1diΔxPersamaan tersebut dengankondisi batas kiri dan batas kanan,memungkinkan untuk menghitungn−1yi(i = 1,.........,N)....................(46)Kondisi batas kiri dan kananadalah transpor sendimen pada batasbatastersebut. Pada awal hitungan,

Kaajian Hidro-Oceanografi Untuk Deteksi Proses-Proses Fisik di Pantai(Nur Hidayat)nilai awal posisi garis pantai (y) didapatdari data pengukuran sebagai kondisiawal. Dengan menetapkan nilaidanΔ x maka nilaiΔ tn −1y dapatidihitung. Hasil tersebut kemudiandigunakan sebagai nilai awal baru untukmenghitung berikutnya. Prsedur inidiulang lagi untuk langkah waktuberikutnya, yang pada akhirnya akandidapatkan volume transport yangterjadi di suatu pantai.3. KesimpulanDengan melakukan kajian hidrooseanografipada suatu perairan pantaidapat diprediksi proses-proses fisik yangterjadi, yaitu kerusakan daerah pantaiakibat perubahan garis pantai berupaakresi dan erosi pantai yang disebabkanoleh longshore transport sediment.Komar, P.D. (1976). Beach Process AndSedimentation, School ofOceanography. Oregon StateUniversity, Prentice-Hall, Inc,Englewood Cliffs, New Jersey.Ongkosono, O.S.R, Suyarso. (1989).Pasang Surut, Lembaga IlmuPengetahuan Indonesia, PusatPenelitian dan PengembanganOseanologi, Jakarta.Praktikto,W.A (2000). Perencanaanfasilitas Pantai dan laut, BPFE-Yogyakarta, Yogyakarta.Triatmodjo Bambang. (1999). TeknikPantai. Unit Antar Universitas IlmuTeknik, Universitas Gaja Mada,Beta Offset, Yogyakarta.4. DAFTAR PUSTAKACEM. (2002). Coastal SedimentProcesses, Solution to DisastersConference 2002 San Diego, CACEM. (1992). Coastal Groins andNearshoreBreakwaters,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, CoastalEngineering Research Center,Washington DC.Goda, Y. (2000). Random Seas angDesign of Maritime Structure,University of Tokyo.85