teknik pantai.docx

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 terjadi terjadinya nya peruba perubahan han (Bird, (Bird, 1984) 1984) Peruba Perubahan han yang yang terjadi terjadi tergan tergantun tung g pada pada gelombang indi!idu, perbedaan pasang surut, "aktu, dan juga parameter utama gelom gelomba bang ng terh terhad adap ap mor# mor#ol olog ogii pant pantai ai $enur $enurut ut Bird Bird (198 (1984) 4),, pantai pantai masih masih dipeng dipengaru aruhi hi oleh oleh laut laut dan darat, darat, dimana dimana pengar pengaruh uh laut laut terhad terhadap ap pantai pantai dapat 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, Backshore, merupakan bagian dari pantai yang tidak terendam air laut kecuali  bila terjadi gelombang badai    Foreshore, Foreshore, yaitu bagian pantai yang dibatasi oleh muka pantai ( beach face) face) hingga pasang terendah .   Inshore merupa merupakan kan daerah daerah yang yang lebih lebih luas luas sebagai sebagai daerah daerah subtid subtidal al yang yang memanjang ke daerah gelombang pecah sampai batas kemiringan tertentu 4   Offshore yaitu Offshore yaitu bagian laut yang terjauh dari pantai (lepas pantai)

/riatmodjo (1999) secara garis besar membagi pantai menjadi dua, yaitu 1 Pant Pantai ai berp berpas asir  ir  Pantai jenis ini mempunyai mempunyai karakteristik karakteristik berupa kemiringan kemiringan 1 * sampai dengan 1 0*, pada umumnya menghadap ke samudra ndonesia (seperti pantai selatan selatan 2a"a, 2a"a, Bali, Bali, 3usa 3usa /engga enggara ra dan pantai pantai barat barat %umater %umatera) a) Pada Pada kondisi kondisi gelomb gelombang ang biasa biasa (tidak (tidak ada badai), badai), pantai pantai ada dalam dalam keadaa keadaan n kesimb kesimbang angan an dinamis dinamis dimana dimana sejumlah sejumlah besar pasir bergerak bergerak pada pro#il pro#il pantai tetapi angkutan netto netto pada pada loka lokasi si yang yang ditin ditinjau jau sang sangat at kecil kecil Pada Pada kond kondisi isi bada badaii dima dimana na gelomb gelombang ang besar dan ele!asi ele!asi muka muka air diam diam lebih lebih tinggi tinggi karena adanya adanya  set-up gelombang dan angin, pantai dapat mengalami erosi  Pant Pantai ai berl berlum umpu pur  r 

Pantai jenis ini mempunyai mempunyai karakteristik karakteristik berupa sebagian besar berada di daera daerah h pant pantai ai dimana dimana bany banyak ak sung sungai ai yang yang meng mengan angk gkut ut sedim sedimen en susp suspen ensi si  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 yang luas luas sehin sehingg ggaa memb memben entu tuk k pant pantai ai yang yang luas, luas, data datarr dan dan dang dangka kall yang yang merupakan merupakan daerah ra"a terendam 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 Hidro-Oseanogr afi

2.4. 2.4.1. 1. Pasa Pasang ng Su Suru rutt

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

 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,

 F = **), berdasarkan hukum gra!itasi sesuai persamaan,

G m1 m2 r

2

, dimana r 

adalah jarak antara titik pusat dari massa m1 dan m, dan G adalah konstanta

( 6.6 x 10−

11

gra!itasi

2

2

m  N  / kg

)



%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 ini  Pasang 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 arimata 3. Pasang surut campuran condong ke harian ganda ( mixed tide prevailing   semi diurnal ), yaitu dalam satu hari terjadi satu kali pasang dan satu kali 

surut, tetapi periodenya berbeda Pasang surut ini terdapat di perairan ndonesia bagian /imur 4. 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 %emidiurnal

7iurnal onger

Simbol $ %  3  1 1 P1 $#

Periode  Amplitudo (jam matahari) relatif  14 1** 155 119 .9. 08 4* .85

1*** 455 191 1 084 410 19. 1

 Deskripsi  Pasang surut dipengaruhi bulan Pasang surut dipengaruhi matahari 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

/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*

 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 1

 P0=  E 0 C 0

(4)

2

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

 P = E C g= nEC 

(0)

 P 0= P

6sumsi energi konstan, 1 2

E0 C 0= nEC 

7imana  E0=

1

C 0 g H 0

2

8

7engan

dan

, maka

2

(5)

 g H 0

2

2

 dan  E=

8

2

=

n=

nCgH 

1 2

8

|

C  = tanh C 0

g H 

( ) ( )( )( ) ( ) √ 2

H  = →  H 0 4 πd

 L

1+ sinh

( )

, maka

8

(

πd  L

 4

)|

,

1

1

2

n

C 0 H  = → C   H 0

C 0 2 nC 

()

(8)

2 πd

 L

(9)

11

Besar koe#isien pendangkalan ( shoaling ) dihitung menggunakan persamaan

 Ksh=

√

1

tanh

( ) 2 πd

 L

(

4 πd

 L

1+ 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 1 C 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 0 cos α 1

(.)

/inggi gelombang pada kedalaman tertentu dihitung menggunakan  persamaan

 H = Ksh × Kr × H 0

(..)

dengan d  kedalaman air (m)   panjang gelombang (m)

1

g  percepatan gra!itasi (mCdetik )

φ1 φ0

 sudut datang gelombang di perairan pantai,  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.

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 = b−

Hb aHb

( )

(.0)

2

g T 

7engan

a =43.75 ( 1− e

−19 m

b=

)

(.5)

  1.56

( 1 + e−

19.5 m

)

(.)

14

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

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 φ 

menggunakan unit  phi ( ) untuk mempermudah klasi#ikasi jika contoh sedimen mengandung partikel berukuran kecil dalam jumlah besar %kala  phi  didasarkan

φ  = − log  d   pada logaritma negati# berbasis dua

(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  (

 persamaan

=



φ 

−

(&', **8)

15

=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

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

θ  =

uK

kritis

 =

&hield ,

yang

dinyatakan

dengan

persamaan

τ 

( s − 1)  g d   ρ ( s − 1)  g d   Parameter kritis %hield dapat ditentukan dengan

 bantuan gambar 

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

18

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

h = )    x

        

.

garis pantai, seperti persamaan

(Bruun (1904) dan 7ean (19) dalam

iu, **1), (MC.) keseimbangan pantai, 6 parameter bentuk dengan kontrol  ) = *41( d 0* ) klasi#ikasi pro#il mengikuti ketentuan 1)

 ) = *. ( d 0* )

 ) = *. ( d 0* )

*.

untuk *4 N d 0* J 1*, .)

 ) = *45 ( d 0* )

*94

untuk d0* J *4, ) *8

untuk 1* N d 0* J 4*, 4)

*11

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

h = ) x m

mengalami pendangkalan dapat menghasilkan kestabilan pro#il,

dimana h m=  0

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

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 sering menjadi #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 (* rt  )

arah pergerakan, yaitu kanan

(*lt  )

 atau kiri

 relati# terhadap pengamat yang

 berdiri ke arah laut =ntuk penyajian laju transportasi sedimen menyusuri pantai, *n (*rt 

 perlu membedakan antara net transport rate,

−

*lt  )

  dengan  gross

* g  (*rt  + *lt  )

transport rate

 pada lokasi pantai tertentu 6rah distribusi tahunan

energi gelombang dapat menyebabkan laju angkutan dominan bergerak dalam * g  *n satu arah sehingga E  ?nergi gelombang tahunan juga terdistribusi dalam

segala arah sehingga diperkirakan sedimen yang terangkut setiap arah dengan * g 

*n

!olume yang sama 3ilai

  digunakan untuk prediksi erosi pantai,

  untuk 

*

(*rt  )

 prediksi laju pendangkalan dalam inlet terkontrol+ sedangkan nilai

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

2.!.

%etode !mpiri"al #rthoo$al %u$"tio$ '(O)*

 +mpirical Orthogonal Function (?:) adalah salah satu teknik dalam statistika untuk memetakan data obser!asi menjadi suatu bentuk #ungsi yang diekstraksi dari data itu sendiri $etode ?: dapat mencari sejumlah kecil !ariabel independen yang dapat memberikan sebanyak mungkin in#ormasi tetapi tidak berlebihan 6nalisis ?: dapat digunakan untuk eksplorasi !ariabilitas data secara objekti# dan untuk menganalisa hubungan antara !ariabel (@itphring dan /anaka, **)

2.!.1. Konsep "asar (O)

/ujuan aplikasi metode ?: untuk analisa perubahan mor#ologi pantai  pada dasarnya adalah untuk mendeskripsikan perubahan yang terjadi antara  beberapa pro#il atau garis pantai yang berbeda melalui suatu #ungsi terkecil, yang  biasa disebut dengan eigenfunction euntungan utama dari penggunaan metode ?: adalah eigenfunction pertama terpilih sebagai kemungkinan terbesar !arians data =rutan eigenfunction berikutnya dipilih dari salah satunya, yang mereprentasikan kemungkinan jumlah terbesar dari perbedaan tersebut (7ean dan 7alrymple, **) %elanjutnya 7ean dan 7alrymple (**) juga menyatakan bah"a untuk kondisi suatu pro#il yang stabil, dimana pro#il dimulai dari suatu ketinggian di pantai melintas batas air laut, kemudian menuju suatu kedalaman tertentu di dasar laut, merupakan hasil suatu sur!ey k , dimana pada pada setiap sur!ey, pengukuran dilakukan pada lokasi i yang sama sepanjang pro#il tersebut ?le!asi yang terjadi  pada pengukuran tersebut dilambangkan dengan

hi

k 



$etode ?: ini

didasarkan pada asumsi bah"a ele!asi ini merupakan jumlah dari hasil kali antara eigenfunction dan konstanta  N 

hi = k 

∑= C  e n

1

nk 

ni

(1)

 pada posisi pro#il ke-i dan sur!ey ke-k 



en

dimana

 menyatakan berbagai nilai eigen#unction ke-n di lokasi ke-i  pada

i

suatu pro#il %ementara

C n

k 

menyatakan koe#isien dari sur!ey ke-k  dan

eigen#unction ke-n (pada posisi ini analogi persamaan tersebut mendekati analogi analisis Fourier , dimana eigen#unction adalah berbentuk sinus dan kosinus) %alah satu karakter dari eigenfunction adalah masing-masing berdiri sendiri dan tidak saling bergantung satu dengan yang lainnya (orthogonal), dimana   I 

e ∑ = i

1

ni

em = δ nm

()

i

δ nm=1

7imana

 jika n  m, dan

δ nm=0

=ntuk memperoleh nilai dari

mengurangi mean s,uare error   pada

kesalahan (error)

∈i

k 

 jika n ≠m

C n hi

k 

yang tidak diketahui, kita harus

k 

  oleh sebuah eigenfunction+ #aktor 

 dide#enisikan sebagai

 N 

∈i

=hi −∑ C n e n   n=

k 

k 

k 

1

(.)

i

Pengurangan tersebut diselesaikan dalam kuadrat terkecil dengan mengurangi  jumlah pangkat dari tingkat kesalahan (error) pada pro#il tersebut  I 

∑ =

$eminimalkan  I 

2

∑ = i

1

(

i

1

C  e ∑ =

)

 N 

hi − k 

n

1

nk  ni

2

∈ i k 

 dengan memperhatikan

C m

e m =0   i

k 

, atau 

(4)

7engan menggunakan hubungan orthogonal, diperoleh  I 

C m = k 

h ∑ = i

1

i k 

em

i

(0)

.

C m

Persamaan ini memungkin untuk menentukan

k 

  dari setiap sur!ey yang

dilakukan setelah mengetahui eigenfunction-nya /otal perubahan mean-s,uare 2

σ 

dari data pro#il

σ  =

 K 

1

2

, yang dide#enisikan sebagai 

 I 

∑∑ h

2

=

i k 

 IK  k = 1 i= 1

1

 K 

 I 

(

 N 

∑ ∑ ∑= C 

 IK  k = 1 i =1

n

1

)( ∑ )  N 

nk 

en

i

m= 1

C m em k 

i

(5)

7imana setelah penggunaan properti ortogonal eigenfunction secara berulang 2

σ 

dilakukan, 2

σ  =

 K 

1

 dapat ditulis 

 N 

∑ ∑ C   IK  = =

2

k 

1

n

1

()

nk 

7imana jumlah pangkat dari koe#isien   sama dengan jumlah pangkat dari  perubahan (!arian) h, atau dengan kata lain !arian terdiri dari jumlah pangkat dari seluruh koe#isien dari seluruh sur!ey yang dilakukan =ntuk menemukan eigenfunction lain, maka kontribusinya terhadap !arian harus ditingkatkan 7alam hal ini digunakan pendekatan pengali  agrange, #ungsi yang diperbesar adalah 1

 K 

∑ C   IK  =

2

k 

1

− 

nk 

(

 I 

e ∑ =

2

1

i

ni

−1

)

7engan mempertimbangkan

(8)

en

m

, dimana

 

adalah pengali  angrange

7engan menurunkan persamaan tersebut, diperoleh   I 

e ∑ = i

1

ni

(

1

)

 K 

 ∑ h

 IK  k =1

ik 

h m =  e n k 

m

(9)

6khirnya, jika diketahui bah"a 1

 K 

 ∑

ai = h h  IK  k = 1 i m m

k 

k 

(1*)

$aka diperoleh suatu persamaan matriks simetris

4

 I 

e ∑ = i

1

ni

ai =  en m

(11)

m

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   I 

2

σ  =

∑=   n

(1)

n

1

7engan mengaplikasikan metode pemisahan !ariabel, 'su et al (1994) menyatakan ele!asi dasar dapat ditulis sebagai

h ( x ! " ! # )=

∑ e ( x ) e ( " ) $ ¿(# ) k 

k 

k 

(1.)

k 

dimana

e k ( " )

e k ( x )

  adalah eigenfunction arah tegak lurus pantai (cross-shore), ¿

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

∑e

m

( x ) e n ( x ) =δ mn

 x

dimana

δ mn

(14)

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

ai% =

1

 N #   N  "

∑ ∑ h ( i ! " ! # )  h ( % ! " ! # )

 N  x N  " N #  # =1  " = 1

(10)

0

 N  x

dimana

adalah jumlah titik data per pro#il,

yang diukur sepanjang pantai, dan

 N # 

 N  "

  adalah jumlah pro#il

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

 & e k ( x )=  kx ek ( x )

(15)

%esuai dengan langkah-langkah tersebut di atas, maka dapat diperoleh matriks B sebagai berikut

bi% =

 N #   N  x

1

∑ ∑ h (i ! x ! #  ) h ( % ! x ! # )

(1)

 N  x N  " N #  # =1  x =1

eigenvalue

 k"

 dan eigenfunction arah longshore

e k ( " )

 die!aluasi dengan

' ek  ( " )=  k" ek ( " )

Perkalian

dari

e m ( " )

 dan

(18)

∑∑ e

m

 "

( x ) e n ( " ) h ( x ! " !# )

 x

e n ( x )

dan penggunaan orthonormalit

, masing-masing, menghasilkan eigenfunction temporal

yang diberikan oleh ¿

$ k  ( # )=

∑ ∑ e  ( x ) e k 

 "

k 

( " ) h ( x ! " !#  )

 x

(19)

¿

$ k  ( # )

 dibiarkan tetap menjadi eigenfunction orthonormal dengan

5

¿

$ k  (# )=

¿

$ k  ( # )

√∑ $

¿ k 

( # )

2

=

$ k  ( # ) ak 

(*)

k 

7engan substitusi, maka diperoleh

h ( x ! " ! # )=

∑ a e ( x ) e ( " ) $ (# ) k 

k 

k 

k 

(1)

k 

7alam rangka untuk menggambarkan !ariasi temporal untuk kedua komponen angkutan sedimen, kedua sisi persamaan di atas dikalikan dengan en(y) dan meman#aatkan orthonormality dari e n(y) dan ek (y) untuk mendapatkan

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

∑ a e ( x ) $ ( # ) k 

k 

k 

k 

()

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

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

∑ a e ( " ) $ (# ) k 

k 

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,



@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

8