teknik pantai.docx

8/16/2019 teknik pantai.docx

1/24

2.1. Pantai

Pantai merupakan tempat pertemuan daratan dan lautan dimana terjadi

proses-proses dinamis seperti gelombang, pasang surut, angin, dan lainnya yang

berlangsung secara terus-menerus sehingga secara konstan memungkinkan

terjadinya perubahan (Bird, 1984) Perubahan yang terjadi tergantung pada

gelombang indi!idu, perbedaan pasang surut, "aktu, dan juga parameter utama

gelombang terhadap mor#ologi pantai $enurut Bird (1984), pantai masih

dipengaruhi oleh laut dan darat, dimana pengaruh laut terhadap pantai dapat

berupa gelombang, arus, pasang, angin, bathimetri dan adanya karang, pasokan

dan jenis sedimen dari sungai dan !egetasi %edangkan pengaruh darat terhadap

pantai berupa mor#ologi (kemiringan atau topogra#i) dan litologi (batuan

penyusun)

$or#ologi pantai dan dasar laut dekat pantai (&' , **8+ omar, 1998)

diklasi#ikasikan dalam empat kelompok berikut

1 Backshore , merupakan bagian dari pantai yang tidak terendam air laut kecuali

bila terjadi gelombang badai

Foreshore , yaitu bagian pantai yang dibatasi oleh muka pantai ( beach face )

hingga pasang terendah

. Inshore merupakan daerah yang lebih luas sebagai daerah subtidal yang

memanjang ke daerah gelombang pecah sampai batas kemiringan tertentu

4 Offshore yaitu bagian laut yang terjauh dari pantai (lepas pantai)

/riatmodjo (1999) secara garis besar membagi pantai menjadi dua, yaitu

1 Pantai berpasir

Pantai jenis ini mempunyai karakteristik berupa kemiringan 1 * sampai

dengan 1 0*, pada umumnya menghadap ke samudra ndonesia (seperti pantai

selatan 2a"a, Bali, 3usa /enggara dan pantai barat %umatera) Pada kondisi

gelombang biasa (tidak ada badai), pantai ada dalam keadaan kesimbangan

dinamis dimana sejumlah besar pasir bergerak pada pro#il pantai tetapi angkutan

netto pada lokasi yang ditinjau sangat kecil Pada kondisi badai dimana

gelombang besar dan ele!asi muka air diam lebih tinggi karena adanya set-upgelombang dan angin, pantai dapat mengalami erosi

Pantai berlumpur


2/24

Pantai jenis ini mempunyai karakteristik berupa sebagian besar berada di

daerah pantai dimana banyak sungai yang mengangkut sedimen suspensi

bermuara di daerah tersebut dan gelombang yang relati# kecil (seperti pantai utara

2a"a dan timur %umatera) Pantai ini mempunyai kemiringan yang sangat kecil

sampai dengan 1 0*** %edimen suspensi menyebar pada suatu daerah perairan

yang luas sehingga membentuk pantai yang luas, datar dan dangkal yang

merupakan daerah ra"a terendam air saat pasang arena gelombang yang kecil

maka sedimen suspensi tidak terba"a ke laut lepas

ambar 1 lasi#ikasi mor#ologi pantai (&' , **8)

2.4. Parameter Hidro-Oseanografi

2.4.1. Pasang Surut

Pasang surut merupakan #enomena alam di lautan secara periodik, selalu

bergerak naik dan turun sesuai dengan siklus pasang Permukaan air laut perlahan

akan naik sampai pada ketinggian maksimum (pasang tinggi)+ kemudian turun

sampai ketinggian minimum (pasang rendah) ( ross, 199.) /inggi rendahnya

5


3/24

permukaan laut diukur dari paras tertentu (biasanya pada tingkat air rendah pada

pasang bulan penuh atau purnama biasa) dinamakan datum (6li dkk , 1994)

Proses naik turunnya paras laut ( sea level ) secara berkala diakibatkan gaya

tarik benda-benda angkasa, terutama matahari dan bulan, terhadap massa air bumi

$eskipun massa bulan jauh lebih kecil dari matahari, tetapi karena jarak bulan ke

bumi lebih dekat dari pada jarak matahari ke bumi, maka pengaruh gaya tarik

bulan terhadap bumi lebih besar dari pada pengaruh gaya tarik matahari

6kibatnya, kondisi #isik perairan laut berbeda-beda karena kekhasan #enomena ini

(6li dkk , 1994)

Beberapa teori pasang surut, antara lain teori keseimbangan pasang surut

oleh oerge ' 7ar"in pada tahun 1898 (7ean dan 7alrymple, ** ) dan teori

pasang surut modern pertama diberikan oleh 3e"ton (7ean dan 7alrymple,

** ), berdasarkan hukum gra!itasi sesuai persamaan, F =G m 1 m2

r2 , dimana r

adalah jarak antara titik pusat dari massa m 1 dan m , dan G adalah konstanta

gra!itasi (6.6 x10− 11 m

2 N /kg2 )

%esuai konsep 3e"ton, sistem bumi-bulan dan sistem bumi-matahari dihitung

menggunakan persamaan diatas untuk menjelaskan #enomena pasang surut ini

Pasang surut di berbagai dunia, termasuk di ndonesia, dibedakan menjadi

( ngkosongo dan %uyarso, 1989)

1 Pasang surut harian ganda ( semi diurnal tide ), yaitu dalam satu hari

terjadi dua kali air pasang dan dua kali air surut dengan tinggi hampir

sama dan pasang surut terjadi secara berurutan secara teratur Periode

pasang surut rata-rata 1 jam 4 menit Perairan %elat $alaka sampai

aut 6ndaman merupakan perairan dengan jenis pasang surut iniPasang surut harian tunggal ( diurnal tide ), yaitu dalam satu hari terjadi

satu kali pasang dan satu kali surut dengan periode pasang surut 4 jam

0* menit, contohnya perairan %elat arimata3. Pasang surut campuran condong ke harian ganda ( mixed tide prevailing

semi diurnal ), yaitu dalam satu hari terjadi satu kali pasang dan satu kali


4/24

surut, tetapi periodenya berbeda Pasang surut ini terdapat di perairan

ndonesia bagian /imur4. Pasang surut campuran condong ke harian tunggal ( mixed tide prevailing

diurnal ), yaitu dalam satu hari terjadi satu kali air pasang dan satu kali

air surut, tetapi kadangkala untuk "aktu tertentu terjadi dua kali pasang

dan dua kali surut dengan periode yang sangat berbeda Pasang surut

jenis ini terdapat di perairan utara 7angkalan %unda

/ipe pasang surut diatas dapat ditentukan dengan menghitung bilangan

:orm;ahl dengan membagi antara jumlah komponen 1 dan 1 dengan jumlah

komponen $ dan % ( ngkosongo dan %uyarso, 1989)

%ecara umum, ada beberapa unsur sebagai komponen astronomi dalam

analisa pasang surut %imbol tersebut mencerminkan tipe dari pasang surut pada

suatu perairan ategori pasang surut berdasarkan komponen astronomi

digolongkan menjadi tiga kelompok, yaitu semidiurnal, diurnal dan longer (/abel

1) (7ean dan 7alrymple, ** )

/abel 1 omponen penting pasang surut secara astronomi

(7ean dan 7alrymple, ** )

Tipe Simbol Periode(jam matahari)

Amplitudorelatif

Deskripsi

%emi-diurnal

$ 1 4 1** * Pasang surut dipengaruhi bulan% 1 ** 45 5 Pasang surut dipengaruhi matahari

3 1 55 19 1


5/24

menyebabkan turbulensi atau pengadukan sedimen, kemudian terba"a arus

sepanjang pantai, menimbulkan arus transpor sedimen dalam arah tegak lurus dan

sejajar pantai (/riatmodjo, 1999)

/iga #aktor penentu karakteristik gelombang yang dibangkitkan angin

(7a!is, 199.) yaitu (1) lama angin bertiup (durasi angin), ( ) kecepatan angin

dan (.) fetch (jarak yang ditempuh oleh angin dari arah pembangkit gelombang

atau daerah pembangkitan gelombang) 7urasi angin berbanding lurus dengan

energi yang dihasilkan dalam pembangkitan gelombang :etch merepresentasikan

gelombang yang bergerak keluar dari daerah pembangkitan gelombang hanya

memperoleh sedikit tambahan energi :aktor lain yang mempengaruhi

karakteristik gelombang adalah lebar #etch, kedalaman air, kekasaran dasar,

maupun stabilitas atmos#er (>u"ono, 1984)

elombang yang dibangkitkan oleh angin dan pasang surut penting dalam

studi teknik pantai (/riatmodjo, 1999) karena menimbulkan energi yang berperan

dalam proses pembentukan pantai, arus dan transpor sedimen dalam arah tegak

lurus dan sepanjang pantai, serta menyebabkan gaya-gaya yang bekerja pada

bangunan pantai elombang merupakan salah satu #aktor utama dalam penentuan

geometri dan komposisi pantai serta menentukan proses perencanaan dan desain

pembangunan pelabuhan, terusan ( waterwa ), struktur pantai, alur pelayaran,

proteksi pantai dan kegiatan pantai lainnya (&' , **8+ &?@& 1984)

2.4.2.2.Teori Gelombang Amplitudo Ke il

ompleksitas bentuk gelombang di alam sulit digambarkan secara

matematis (&' , **8) akibat perambatan yang tidak linier, tiga dimensi dan

bentuk acak (suatu deret gelombang mempunyai tinggi dan periode yang

berbeda) /eori gelombang yang ada hanya menggambarkan bentuk gelombang

yang sederhana dan merupakan pendekatan gelombang alam Beberapa teori

gelombang dengan tingkat kekomplekan dan ketelitian untuk menggambarkan

gelombang di alam, diantaranya teori 6iry, %tokes, erstner, $ich, noidal dan

tunggal

9


6/24

/eori gelombang amplitudo kecil pertama kali ditemukan oleh 6iry (1894)

(&' , **8) /eori ini digunakan untuk menurunkan persamaan gelombang

dengan mengasumsikan bah"a

a Aat cair homogen dan tidak termampatkan, sehinggga rapat massa konstan

b /egangan permukaan diabaikan

c aya &oriolis diabaikan

d /ekanan pada permukaan air seragam dan konstan

e Aat cair adalah ideal, sehingga berlaku aliran rotasi

# 7asar laut horisontal, tetap dan impermeabel sehingga kecepatan !ertikal di

dasar *

g 6mplitudo gelombang kecil terhadap panjang gelombang dan kedalaman air

h erakan gelombang berbentuk silinder dan tegak lurus arah penjalaran

gelombang sehingga gelombang adalah dua dimensi

2.4.2.!.Transformasi Gelombang

elombang yang menjalar menuju perairan pantai akan mengalami

perubahan ketinggian gelombang akibat pendangkalan ( wave shoaling ), re#raksi,

di#raksi, atau proses re#leksiCpantulan sebelum akhirnya gelombang tersebut pecah

(wave breaking ) (Pratikto et al 199 , /riatmodjo 1999) 2ika suatu muka barisan

gelombang datang membentuk sudut kemiringan terhadap pantai yang

mempunyai kemiringan dasar landai dengan kontur kedalaman sejajar pantai,

maka muka gelombang akan berubah arah dan cenderung menjadi sejajar dengan

garis pantai atau mengalami pembiasan ( refraksi ) (&arter, 199.) 6rah perambatan

perlahan berubah dengan berkurangnya kedalaman ( shoaling ), sehingga muka

gelombang cenderung sejajar dengan kedalaman disebabkan perubahan bilangan

gelombang akibat perubahan kecepatan #asa gelombang Bila pantai landai,

kemungkinan gelombang tidak pecah tetapi mengalami pemantulan gelombang

(refleksi ) 6rah perambatan dapat berubah dan mengalami pelentuan ( difraksi ),

ketika gelombang mele"ati perairan dengan kedalaman air yang konstan, seperti

saat gelombang menuju pulau atau pemecah gelombang @e#raksi dan

pendangkalan gelombang ( wave shoaling ) menentukan ketinggian gelombang

1*


7/24

pada kedalaman tertentu serta distribusi energi gelombang sepanjang pantai

Perubahan arah gelombang sebagai hasil re#raksi akan menghasilkan daerah

energi gelombang kon!ergen (penguncupan) atau di!ergen (penyebaran) yang

berpengaruh pada struktur pantai (&?@& 1984)

Pendangkalan menyebabkan perubahan tinggi dan panjang gelombang

(%orensen, **5) akibat adanya gesekan dengan dasar laut (&?@&, 1984) %aat

kontur dasar laut sejajar dengan garis pantai, maka terjadi e#ek pendangkalan

murni+ sedangkan kontur dasar laut berbelok-belok menyebabkan e#ek

pendangkalan sekaligus re#raksi (Pratikto dkk, 199 ) Perubahan tinggi dan

panjang gelombang dianalisa dengan asumsi energi gelombang konstan sehingga

kehilangan energi diabaikan Besar energi #luks gelombang di laut dalam ditulis

P 0=1

2 E0 C 0 ( 4)

Pada laut dangkal, energi #luks gelombang untuk tiap unit lebar crest ditulis

P= E C g= nEC ( 0)

6sumsi energi konstan, P 0= P , maka

1

2 E0 C 0 = nEC ( 5)

7imana E0= g H 0

2

8 dan E=g H

2

8 , maka

1

2

C 0 g H 02

8

= nCgH 2

8

→

( H

H 0 )2

=

(1

2 )(1

n)(C 0

C )→

( H

H 0 )=

√ C 0

2 nC ( )

7engan n=

1

2|1 +4 πd L

sinh ( 4 πd L )|, ( 8)dan

C C 0

= tanh (2 πd L ) ( 9)

11


8/24

Besar koe#isien pendangkalan ( shoaling ) dihitung menggunakan persamaan

Ksh=√ 1

tanh (2 πd L )(1 +4 πd L

sinh ( 4 πd L )) ( .*)Perubahan kedalaman yang terjadi selama perambatan gelombang

menyebabkan perubahan karakteristik gelombang, disebut refraksi (%orensen,

**5+ &?@&, 1984) 6sumsi yang digunakan dalam kajian re#raksi secara analitis

adalah kontur dasar laut yang dilintasi oleh setiap garis ortogonal gelombang

untuk berbagai arah gelombang (angin) adalah sejajar, berdasarkan persamaan

sin φ1=C 1C 0

sin φ0 ( .1)

%udut datang gelombang pada tiap kedalaman di daerah pantai dapat

dihitung menggunakan perumusan diatas apabila arah gelombang di laut dalam

diketahui !oefisien refraksi "!r# dihitung dengan persamaan

Kr=√cos α 0cos α 1 ( . )

/inggi gelombang pada kedalaman tertentu dihitung menggunakan

persamaan

H = Ksh × Kr × H 0 ( ..)

dengan

d kedalaman air (m)

panjang gelombang (m)

1


9/24

g percepatan gra!itasi (mCdetik )

φ1 sudut datang gelombang di perairan pantai,

φ0 sudut datang gelombang di laut dalam,

C cepat rambat gelombang (mCdetik ),

C 1 cepat rambat gelombang di daerah pantai (mCdetik ),

Co cepat rambat gelombang di laut dalam (mCdetik ),

H tinggi gelombang dititik yang ditinjau (m),

Ho tinggi gelombang di laut dalam (m),

Ksh=( H H 0 ) koe#isien shoaling , dan Kr koe#isien refraksi

/iga bentuk gelombang pecah pada kemiringan pantai (%orensen, 1991),

yaitu spilling$ plunging$ dan surging %luging terjadi karena seluruh puncak

gelombang mele"ati kecepatan gelombang elombang pecah dalam bentuk pluging umumnya gelombang panjang (s well ) &pilling merupakan bentuk pecah

gelombang dengan muka gelombang ( front wave ) sudah pecah sebelum sampai ke

pantai, sedangkan gelombang yang belum pecah dan mendekati garis pantai serta

sempat mendaki kaki pantai disebut surging. /ipe lain gelombang pecah antara

pluging dan surfing adalah collapsing %elain kemiringan pantai dan kecuraman

gelombang, gelombang pecah juga dipengaruhi arah dan kecepatan angin lokal

6ngin kearah pantai akan menyebabkan gelombang memecah pada kedalaman

yang lebih besar dan berbentuk spilling + sebaliknya, angin lepas pantai

mengakibatkan gelombang pecah pada kedalaman yang lebih kecil dan berbentuk

pluging

1.


10/24

ambar . /ipe gelombang pecah ( amphuis, ***)

/inggi gelombang pecah dihitung menggunakan persamaan (&?@&,

1984)

Hb H 0

= 1

3.3 ( H 0 L0 )1

3 ( .4)

edalaman air dimana gelombang pecah terjadi, dihitung dengan

persamaan

db = Hb

b−(aHbg T 2 ) ( .0)7engan

a = 43.75 (1 − e− 19 m) ( .5)

b= 1.56

(1 +e−19.5 m) ( . )

14


11/24

dimana,

Hb tinggi gelombang pecah (m),

H 0 tinggi gelombang di laut dalam (m),

Lo panjang gelombang di laut dalam (m),

db kedalaman air pada saat gelombang pecah (m),

m kemiringan dasar laut,

percepatan gra!itasi (9 8 mCdetik ), dan

T periode gelombang (detik)

2.4.!. Arus di "ekat Pantai

Penjalaran gelombang menuju pantai memba"a energi dan momentum

sesuai arah penjalaran gelombang /ranspor massa dan momentum menimbulkan

arus di daerah dekat pantai 7aerah yang dilintasi gelombang meliputi offshore

'one$ surf 'one , dan swash 'one arakteristik gelombang di surf 'one dan swash

'one sangat penting dalam analisa proses pantai 6rus di surf 'one dan swash 'one

sangat tergantung pada arah datang gelombang (&' , **8+ &?@& 1984)6spek penting gelombang di dekat pantai adalah terbentuknya arus

menyusuri pantai ( longshore current ) dan arus tegak lurus pantai ( rip current atau

cross-shore velocit # yang mempengaruhi pergerakan material sepanjang pantai

penyebab erosi maupun sedimentasi di pantai elombang mengalami re#raksi

( ing, 19 5) menimbulkan arus di perairan pantai, dibuktikan adanya daerah

bergelombang tinggi bergantian dengan daerah bergelombang rendah, terutama

pada relie# lepas pantai (lebih komplek) dan garis pantai berlekuk serta gelombang

datang memiliki puncak yang panjang 6rus di perairan pantai dapat disebabkan

oleh angin, aliran sungai ataupun pasang surut, tetapi lebih dominan berupa aliran

menyusur pantai (%orensen, 1991)

6pabila garis puncak gelombang sejajar dengan garis pantai, maka akan

terjadi arus dominan di pantai berupa sirkulasi sel dengan rip current yang menuju

ke laut ejadian ekstrim lainnya bila gelombang pecah dengan membentuk sudut

10


12/24

terhadap garis pantai (D b E 0F), akan menimbulkan arus sejajar pantai di sepanjang

pantai Pada umumnya berupa kombinasi dua kondisi tersebut (/riatmodjo, 1999)

2.2. Peruba#an Garis Pantai

2.2.1. "efinisi dan Karakteristik Sedimen Pantai

%edimen merupakan sekumpulan rombakan material (batuan, mineral dan

bahan organik) yang mempunyai ukuran butir tertentu (Pethick, 1984) %edimen

pantai berasal dari hasil erosi sungai, tebing pantai dan batuan dasar laut, dan

sebagian besar justru berasal dari sungai yang bermuara di sekitar pantai dan

memberikan suplai relati# besar (G9*H) terhadap transpor sedimen dipantai

%umber sedimen tersebut sebagian besar dihasilkan dari pelapukan batuan

didaratan (%iebold dan Berger, 199.) Barnes (1959), membedakan sedimen

menjadi sedimen yang bersumber dari limpasan sungai yang jenisnya banyak

mempengaruhi pembentukan mor#ologi pantai di sekitar muara sungai (disebut

sediment of inlets ) dan sedimen yang bersumber dari darat yang terangkut ke laut

oleh angin dan drainase atau penguraian sisa-sisa organisme ( p roclastic

sediment ) Berdasarkan ukuran butirnya, sedimen diklasi#ikasikan menjadi

lempung, lanau, pasir, kerikil, koral ( pebble ), cobble , dan batu ( boulder ) (&?@&

1984+ 7yer 1985+ 7a!is 199.+ &' **8) lasi#ikasi ini didasarkan %kala

Ient"orth

rumbeim (19.4) dalam 7yer (1985) mengembangkan skala Ient"orth

menggunakan unit phi (φ

) untuk mempermudah klasi#ikasi jika contoh sedimen

mengandung partikel berukuran kecil dalam jumlah besar %kala phi didasarkan

pada logaritma negati# berbasis duad log−=φ

(d adalah diameter partikel

(mm), tanda negati# digunakan agar partikel dengan diameter J1 mm memiliki

nilai phi positi#) on!ersi unit phi menjadi milimeter (mm) menggunakan

persamaanφ −= (

(&' , **8)

15


13/24

=kuran partikel menunjukkan keberadaan partikel dari jenis yang berbeda,

daya tahan (resistensi) partikel terhadap proses pelapukan ( weathering ) erosi atau

abrasi %elain itu ukuran partikel juga menunjukkan proses pengangkutan dan

pengendapan material, misalnya kemampuan angin atau air untuk memindahkan

partikel (:riedman dan %anders 19 8) =kuran partikel sangat penting dalam

menentukan tingkat pengangkutan sedimen ukuran tertentu dan tempat sedimen

tersebut terakumulasi di laut ( ross, 199.)

Parameter statistik ukuran butir rata-rata ( mean grain si'e ), standar

de!iasi, keruncingan ( skewness ) dan kurtosis sering digunakan dalam menentukan

lingkungan sedimentasi dan arah transpor sedimen (:olk, 19 4+ 7yer, 1985)

Besar butir rata-rata merupakan #ungsi ukuran butir dari populasi sedimen dan

nilai terbesar butir (0*H halus dan sebaliknya kasar) %tandar de!iasi adalah

metode pemilahan keseragaman distribusi ukuran butir, tipe pengendapan,

karakteristik arus pengendapan, serta lamanya "aktu pengendapan dari populasi

sedimen &kewness mencirikan dominasi ukuran butir populasi sedimen (simetri,

condong ke arah sedimen berbutir kasar atau condong ke arah berbutir halus),

sehingga dapat mengetahui dinamika sedimentasi (:olk, 19 4) 3ilai skewness

positi# menunjukkan populasi sedimen condong berbutir halus %ebaliknya

skewness negati# menunjukkan populasi sedimen condong berbutir kasar

%edimen dengan ukuran lebih halus akan lebih mudah berpindah dan

cenderung lebih cepat daripada ukuran kasar (7yer, 1985) :raksi halus terangkut

dalam bentuk suspensi dan #raksi kasar terangkut pada atau dekat dasar laut

Partikel yang lebih besar akan tenggelam lebih cepat dibandingkan yang

berukuran kecil

2.2.2. Transportasi Sedimen Pantai

/ranspor sedimen di daerah pantai disebabkan oleh gelombang, arus dan

pasang surut, sedangkan suhu dan salinitas lebih berpengaruh pada kecepatan

endap kohesi# (%orensen, **5) %edimen yang berasal dari dasar perairan dan

mudah bergerak, memungkinkan sedimen tergerus oleh gelombang dan berpindah

1


14/24

searah pergerakan arus %edimen yang terba"a arus merupakan tipe bed load

(menggelinding, menggeser di laut), sedangkan sedimen berupa lempung dan

lumpur merupakan tipe suspended load (bercampur membentuk suspensi karena

ukuran partikel yang sangat kecil)

6da dua tipe transpor sedimen di perairan pantai (&' , **8) yaitu

transpor tegak lurus pantai ( cross-shore transport ) dan transpor menyusur pantai

(longshore transport ) yang mempunyai arah rata-rata sejajar garis pantai

6da tiga #aktor utama yang mengontrol sebaran sedimen di daerah pantai,

yaitu sumber sedimen, tingkat energi gelombang dan kemiringan pantai %ebaran

sedimen sepanjang pro#il pantai dihasilkan oleh !ariasi tegak lurus pantai terhadap

ukuran sedimen elombang datang pertama mengalami pecah pada daerah

o##shore bar, tanpa banyak energi disipasi akibat turbulen elombang kemudian

terbentuk kembali dan pecah untuk kali kedua, plunging pada muka pantai dimana

banyak energi yang hilang

6"al pergerakan sedimen akibat pengaruh gelombang direpresentasikan

oleh paramater &hield , dimana sedimen mulai bergerak jika lebih besar dari

parameter kritis &hield , yang dinyatakan dengan persamaan

( ) ( ) d g sd g su

11K

−=

−=

ρ τ

θ

Parameter kritis %hield dapat ditentukan dengan

bantuan gambar

ambar 7iagram %hield (L c sebagai #ungsi % K) ( iu, **1)

18


15/24

2.2.2.1.Transportasi Sedimen Tegak $urus Pantai

onsep dasar transportasi sedimen tegak lurus pantai mirip dengan konsep

keseimbangan pantai ( nman dan Patricia, 1991) onsep ini telah banyak

digunakan dalam penelitian geologi (:enneman, 19* dalam nman dan Patricia,

1991) atau pro#il dalam periode "aktu singkat untuk mengetahui keseimbangan

dengan parameter utama kondisi gelombang (2honson, 1919 dalam nman dan

Patricia, 1991) $odel perubahan garis pantai dibangun berdasarkan pro#il

periode panjang (disebut pro#il translasional) dan periode pendek (disebut pro#il

keseimbangan)

Pro#il dalam periode pendek merupakan pro#il keseimbangan pantai,

sebagai respon pantai terhadap perubahan harian kondisi gelombang sebagai

asosiasi dengan badai dan perubahan iklim (?!an, 194* dalam nman dan

Patricia, 1991) esimbangan pro#il pantai ditunjukkan dengan bentuk pantai

ber!ariasi sesuai kedalaman sebagai #ungsi dari jarak dan amplitudo terhadap

garis pantai, seperti persamaan

=. x )h

(Bruun (1904) dan 7ean (19 ) dalam

iu, **1), (M C. ) keseimbangan pantai, 6 parameter bentuk dengan kontrol

klasi#ikasi pro#il mengikuti ketentuan 1)( ) 94*0*41* d ) =

untuk d 0* J * 4, )

( ) .*0*.* d ) =untuk * 4 N d 0* J 1*, .)

( ) 8*0*.* d ) =untuk 1* N d 0* J 4*, 4)

( ) 11*0*45* d ) =untuk 4* N d 0* ($oore (198 ) dan raus (199 ) dalam iu, **1)

Pro#il dalam periode panjang (pro#il translasional) diteliti lebih intensi#,

diantaranya rumbein (1944) dalam iu ( **1) yang meneliti hubungan energi

gelombang dengan kemiringan dan ukuran sedimen pantai 'al# $oon, &ali#ornia

Persamaan matematis sebagai kesimpulan bah"a gelombang soliter yang

19


16/24

mengalami pendangkalan dapat menghasilkan kestabilan pro#il,

m x )h =dimana h

kedalaman, ) konstanta proporsionalitas, x jarak dari pantai, dan nilai0

=m

2.2.2.2.Transportasi Sedimen %en&usur Pantai

etika gelombang mendekati pantai dengan sudut tertentu, arus menyusur

pantai akan dibangkitkan elombang dan arus kemungkinan memindahkan

sedimen sepanjang pantai /ransportasi sedimen menyusur pantai akan seringmenjadi #aktor dominan dalam imbangan sedimen, dan untuk itulah menyebabkan

erosi atau akresi pantai 6rah transportasi sedimen menyusur pantai diketahui dari

perubahan garis pantai dalam periode lama di sekitar bangunan struktur pantai

karena merupakan akumulasi updrift struktur pantai dan erosi downdrift

( uriyama and 'ikari, ** )

/ransportasi sedimen sejajar garis pantai, mempunyai dua kemungkinan

arah pergerakan, yaitu kanan)( rt *

atau kiri)( lt *

relati# terhadap pengamat yang

berdiri ke arah laut =ntuk penyajian laju transportasi sedimen menyusuri pantai,

perlu membedakan antara net transport rate ,)( lt rt n *** −

dengan gross

transport rate )( lt rt g *** +

pada lokasi pantai tertentu 6rah distribusi tahunan

energi gelombang dapat menyebabkan laju angkutan dominan bergerak dalam

satu arah sehingga g *

En*

?nergi gelombang tahunan juga terdistribusi dalam

segala arah sehingga diperkirakan sedimen yang terangkut setiap arah dengan

!olume yang sama 3ilain*

digunakan untuk prediksi erosi pantai, g *

untuk

*


17/24

prediksi laju pendangkalan dalam inlet terkontrol+ sedangkan nilai)( rt *

dan

)( lt * diman#aatkan sebagai pertimbangan dalam desain jetty (%orensen 1991+

&' **8)

/ransportasi sedimen menyusur pantai merupakan penyebab utama

terjadinya perubahan garis pantai, karena pengaruh transportasi sedimen

menyusur pantai menyebabkan sedimen dapat terangkut jauh (/riatmodjo, 1999)

elombang badai dapat terjadi dalam "aktu singkat dan menyebabkan erosi

pantai, selanjutnya gelombang biasa yang terjadi sehari-hari akan membentuk

kembali pantai yang sebelumnya tererosi (pantai kembali stabil), sebaliknya

akibat pengaruh transportasi sedimen sepanjang pantai, sedimen dapat terangkut

sampai jauh dan menyebabkan perubahan garis pantai

2.2.!. Peruba#an Garis Pantai

Pada umumnya perubahan garis pantai yang terjadi adalah perubahan

maju (akresi) dan perubahan mundur (abrasi) aris pantai dikatakan mengalami

akresi bila ada petunjuk mengenai terjadinya pengendapan atau deposisi secara

kontinyu danCatau mengalami pengangkatan atau emerge %edangkan garis pantai

dikatakan mundur jika proses abrasi danCatau penenggelaman atau subemerge

masih terus berlangsung (Bird, 1984)

6brasi pantai (/riatmodjo, 1999) terjadi bila suatu pantai yang ditinjau

mengalami kehilangan atau pengurangan sedimen artinya sedimen yang terangkut

lebih besar daripada yang diendapkan, dimana e#ekti#itas dari abrasi tergantung pada energi gelombang dan ketersediaan material yang rentan (daya resistensinya

rendah) serta kemiringan pantai Pada pantai yang terjadi pecahan gelombang,

massa air bergerak menuju pantai dan bila gelombang pecah, banyak massa udara

yang terperangkap sehingga akan mempunyai daya erosi# yang besar (Pratikto et

al.$ 199 )

1


18/24


19/24


20/24


21/24

∑i= 1

I

e ni a im= e nm ( 11)

Persamaan ini adalah persamaan matriks nilai eigen dari matrik simetris koe#isien

real 7imana seperti kebanyakan eigenfunction lainnya, terdapat titik I di pro#il,

oleh karena itu, / 0 I , dan setiap eigenfunction dihubungkan dengan nilai eigen

n yang berbeda-beda 'al ini dapat ditunjukkan dengan relati# lebih mudah

bah"a nilai-nilai eigen tersebut berhubungan dengan total !arian sebagai berikut

σ 2= ∑n= 1 I

n ( 1 )

7engan mengaplikasikan metode pemisahan !ariabel, 'su et al (1994)

menyatakan ele!asi dasar dapat ditulis sebagai

h ( x ! " ! # )= ∑k

e k ( x)e k ( ")$k ¿(# )

( 1.)

dimana e k ( x) adalah eigenfunction arah tegak lurus pantai (cross-shore),

e k ( " ) eigenfunction arah sepanjang pantai (longshore), dan $k ¿(# ) adalah

temporal eigenfunction Persamaan tersebut me"akili !ariasi perubahan pantai

pada arah tegak lurus pantai dan arah sepanjang pantai pada suatu "aktu tertentu

+igenfunction arah tegak lurus pantai (cross-shore) pada persamaan di atas

merupakan suatu set orthonormal

∑ x e m ( x)e n ( x)= δ mn ( 14)

dimana δ mn adalah delta ronecker =ntuk menghasilkan eigenfunction arah

tegak lurus pantai dari data pro#il pantai, dibentuk matriks 6 dengan elemen a ij

dide#enisikan sebagai

a i%= 1

N x N " N # ∑# = 1

N #

∑ "= 1

N "

h (i ! " ! # )h( % ! " ! # ) ( 10)

0


22/24

dimana N x adalah jumlah titik data per pro#il, N " adalah jumlah pro#il

yang diukur sepanjang pantai, dan N # adalah jumlah "aktu pengukuran

Persamaan di atas diintrepretasikan sebagai korelasi silang ( cross-correlation )

antara titik i dan 1 pada arah tegak lurus pantai $atriks 6 yang memiliki suatu

eigenvalue kx dan eigenfunction e k ( x) dide#enisikan oleh persamaan

matriks sebagai

& ek (

x)=

kx

ek (

x) ( 15)

%esuai dengan langkah-langkah tersebut di atas, maka dapat diperoleh

matriks B sebagai berikut

bi%= 1

N x N " N # ∑# = 1

N #

∑ x= 1

N x

h (i ! x ! # )h( % ! x ! # ) ( 1 )

eigenvalue k" dan eigenfunction arah longshore e k ( " ) die!aluasi dengan

' e k ( " )= k" ek ( ") ( 18)

Perkalian∑

"∑

xem ( x)e n ( " )h ( x ! " !# ) dan penggunaan orthonormalit

dari em( " ) dan e n( x) , masing-masing, menghasilkan eigenfunction temporal

yang diberikan oleh

$k ¿(# )= ∑

"∑

xe k ( x)e k ( " )h( x ! " !# ) ( 19)

$k ¿(# ) dibiarkan tetap menjadi eigenfunction orthonormal dengan

5


23/24

$k (# )= $k

¿(# )

√∑k $

k

¿(# )2=

$k ¿(# )a k ( *)

7engan substitusi, maka diperoleh

h ( x ! " ! # )= ∑k

a k e k ( x)e k ( ")$k (# ) ( 1)

7alam rangka untuk menggambarkan !ariasi temporal untuk kedua komponen

angkutan sedimen, kedua sisi persamaan di atas dikalikan dengan e n(y) dan

meman#aatkan orthonormality dari e n(y) dan e k (y) untuk mendapatkan

e k ( x ! # )= h ( x ! " !# )ek ( " )= ∑k

a k e k ( x)$k (# ) ( )

7engan cara yang sama, dengan mengalikan e m(M), sehingga diperoleh

e k ( " ! # )= h ( x ! " ! # )e k ( x)= ∑k

a k e k ( " )$k (# ) ( .)

Persamaan dan . tersebut yang dapat digunakan untuk

mengidenti#ikasi perubahan garis pantai arah tegak lurus pantai ( cross-shore ) dan

arah sepanjang pantai ( longshore )

2.!.2. Aplikasi (O) untuk Analisa Peruba#an %orfologi Pantai

$etode ? : pertama kali diaplikasikan untuk mor#ologi pantai pada

pertengahan 19 *-an oleh Iinant et al (19 0), dimana ditemukan bah"a

sebagian besar !ariasi dalam kon#igurasi pro#il dicatat untuk eigen#unctions

pertama yang berhubungan terhadap #ungsi dari mean shoreline , bar berm dan

terrace 6ubrey (19 9), 7ick dan 7alrymple (1984), 'su et al (1985 dan 1994)dan ao et al (1998) juga menggunakan metode ? : untuk melakukan analisa

perubahan pro#il melintang pantai

Beberapa penelitian lainnya menganalisa perubahan garis pantai menyusur

pantai (long-shore) menggunakan metode ? : $uno;-Pere; et al , ( **1)

melakukan analisa ? : untuk mengukur !ariabilitas garis pantai sepanjang

pantai %edangkan $iller dan 7ean ( ** ) menganalisa !ariabilitas garis pantai

sepanjang pantai pada beberapa lokasi di 6merika dan 6ustralia %elain itu,


24/24

@ithpring dan /anaka ( ** ) melakukan analisa perubahan topogra#i di muara

sungai 3atori akibat pembangunan pelabuhan >uriage dan di sekitar pelabuhan

%endai di 2epang 'su et al , (1994) mengembangkan model empirical

eigenfunction dua dimensi baru dari yang diusulkan sebelumnya ('su et al , 1985)

untuk prediksi perubahan pantai akibat kombinasi pengaruh transportasi sedimen

arah longshore dan cross-shore @iset terbaru dilakukan oleh :airley et al ( **9)

yang menggunakan metode ? : untuk menganalisa perubahan garis pantai di

belakang dua jenis desain detached breakwater , dengan menggunakan data

rekaman !ideo selama .* bulan, di pantai %ea Paling, nggris %ementara $uno;-

Pere; dan $edina ( *1*) mengaplikasikan metode ? : untuk membandingkan

!ariasi perubahan jangka panjang, menengah dan pendek dari pro#il pantai

teknik pantai.docx

Documents