TINJAUAN PUSTAKA

Kondisi Perairan Pelawangan Barat

Laguna Segara Anakan bagian barat dan Samudera Hindia dihubungkan oleh PPB. Bagian yang berhubungan dengan laut merupakan teluk memanjang dari Perairan Pangandaran Jawa Barat hingga Pulau Nusa Kambangan Jawa Tengah. Pantai berhadapan dengan Samudera Hindia mempunyai gradasi dari yang curam hingga berkurang kecuramannya di bagian muara Nusa Were (SACDP-BAKOSURTANAL 1998).

Perairan Pelawangan Barat merupakan tempat keluar masuknya air ke Laguna Segara Anakan dengan mekanisme pasang surut. Karakter PPB adalah perairan yang pendek, dalam dan lebar sehingga membawa massa air pasang surut yang banyak (Purba dan Sujastani 1989). Pasang surut bersama debit Sungai Citanduy menentukan proses percampuran air. Sungai yang mengalir masuk ke Laguna Segara Anakan bagian barat terdiri dari Sungai Citanduy, Sungai Cibeureum, Sungai Cikonde. Debit Sungai Citanduy berperan sangat penting bagi hidrodinamika di bagian barat laguna, karena daerah tangkapan airnya yang luas.

Sungai-sungai yang masuk ke dalam Laguna Segara Anakan, setelah bercampur di laguna maka air yang keluar dari laguna akan mempengaruhi kondisi PPB ketika surut, dan sebaliknya ketika pasang maka laguna akan mendapat masukan air laut melalui PPB dan masukan air dari sungai. Tabel 2 menunjukkan sungai-sungai, luas daerah aliran sungai dan debit musiman rata- rata, beserta estimasi endapan yang masuk laguna.

Tabel 2 Hidrologi sungai-sungai yang masuk ke Segara Anakan

Basin dan Sungai Luas

Basin (Ha)

Rerata Debit (m3/hari)

Estimasi transpor silt ke dalam laguna (ton/tahun) Musim Kemarau (x106) Musim Penghujan (x106) Rerata Tahunan (x106) Basin Citanduy 3500 Sungai Citanduy 14,77 24,45 19,61 3.039.000

Basin Segara Anakan 960

Sungai Cibeureum 0,05 0,17 0,11 9.000

Sungai Cikonde 0,08 1,5 0,79 2.194.000

Total 14,9 26,12 20,51 5.242.000

Menurut Kusnida et al. (2003) bahwa pada tahun 1944 luas Segara Anakan adalah sekitar 6.450 hektar, tahun 1992 sekitar 1.800 hektar, tahun 2000 sekitar 1.600 hektar, tahun 2003 sekitar 600 hektar. Area dan volume Laguna Segara Anakan mengalami penurunan secara gradual karena proses sedimentasi, yang menyebabkan akresi sedimen. Sebagai akibatnya adalah terbentuknya beberapa pulau di laguna dan ukurannya meningkat, beberapa pulau bergabung dengan pulau utama. Kecepatan akresi di laguna bervariasi karena kecepatan erosi di basin Segara Anakan dan atau basin Sungai Citanduy. Proses sedimentasi tersebut dapat mempengaruhi kedalaman perairan di Laguna Segara Anakan ataupun di PPB.

Batimetri Perairan Pelawangan Barat

Akibat dari proses sedimentasi dari Laguna Segara Anakan mengakibatkan perubahan kedalaman di Pelawangan Barat, deposisi sedimen mempengaruhi kedalaman perairan, menurut Purba dan Sujastani (1989) perubahan kedalaman dari 40 m (tahun 1817) menjadi 10 m (1987), sehingga akan mengurangi aliran pasang surut dan mengembalikan akresi sedimen ke laguna. Perubahan kedalaman dapat diketahui dengan membandingkan peta batimetri pada siklus waktu tertentu pada lokasi yang sama, dengan pengukuran kedalaman secara periodik. Data kedalaman tersebut digunakan untuk membangun peta kedalaman (batimetri).

Data batimetri adalah dasar yang sangat dibutuhkan untuk memahami hidrodinamika suatu perairan (Nugrahadi dan Tejakusuma 2007). Secara umum PPB merupakan perairan dangkal. Dalam menampilkan data batimetri dibuat garis isobath (garis khayal yang menghubungkan kedalaman perairan yang sama). Data batimetri dibangun dari pengukuran observasi berupa data kedalaman berkoordinat atau hasil digitasi peta kedalaman penelitian pada daerah yang sama (Siregar dan Selamat 2009). Data kedalaman dan data posisi yang bersesuaian selanjutnya dikoreksi dengan data pasang surut dan dibuat

grid dengan proses interpolasi.

Batimetri suatu perairan bersama dengan kondisi batas dan garis pantai menjadi masukan untuk pembuatan model suatu perairan untuk membentuk daerah model (model domain). Penelitian Holtermann et al. (2008) telah menampilkan batimetri Laguna Segara Anakan, tetapi untuk batimetri PPB hanya sedikit wilayah yang terekam.

Pasang Surut

Pasang surut merupakan proses naik turunnya muka laut yang hampir teratur, dibangkitkan oleh gaya tarik bulan dan matahari (harian). Karena posisi bulan dan matahari terhadap bumi selalu berubah secara hampir teratur, maka besarnya kisaran pasang surut juga berubah mengikuti perubahan posisi-posisi tersebut. Jika suatu perairan mengalami satu kali pasang dan surut per hari, maka kawasan tersebut dikatakan bertipe pasang surut tunggal. Jika terjadi dua kali pasang dan dua kali surut dalam satu hari, maka pasang surutnya dikatakan bertipe pasang surut ganda. Tipe pasang surut lainnya merupakan peralihan antara tipe tunggal dan ganda, dan dikenal sebagai pasang surut campuran. Tipe pasang surut ini dapat berubah tergantung terutama pada kondisi perubahan kedalaman perairan atau geomorfologi pantai (Open University Course Team 1989; Ongkosongo dan Suyarso 1989).

Pergerakan air di laguna Segara Anakan dipengaruhi oleh aliran air sungai dan pasang surut yang berasal dari Samudera Hindia. Pengaruh pasang surut dari Samudera Hindia merambat masuk PPB melalui muara Nusa Were dan masuk ke laguna. Tipe pasang surut PPB adalah pasang surut campuran dengan dominasi pasang surut ganda (Ongkosongo et al. 1986; Purba dan Sujastani 1989; Nugrahadi dan Tejakusuma 2007; Holtermann et al. 2008). Pengukuran pasang surut memberikan hasil tunggang pasang surut adalah 0,04-1,90 m (Purba dan Sujastani 1989), 1,4 m (Holtermann et al. 2008).

Penjalaran gelombang pasang surut dari laut menuju estuari berlawanan arah dengan debit sungai yang mengalir menuju laut. Karena adanya perbedaan densitas antara air laut dan air tawar, maka akan terjadi percampuran diantara keduanya. Tingkat percampuran tergantung pada geometri estuari, kisaran pasang surut, besarnya debit sungai, perbedaan densitas antara air laut dan air tawar, dan angin.

Cepat rambat pasang surut ke dalam estuari tergantung pada kedalaman perairan. Puncak gelombang bergerak lebih cepat dari lembah, sehingga siklus pasang surut bersifat asimetris dengan interval waktu relatif lama antara pasang naik dan surut rendah berikutnya, dan interval yang lebih pendek antara surut rendah dengan pasang naik berikutnya (Open University Course Team 1989). Pasang surut dapat menyebabkan pergerakan horisontal (arus), yaitu aliran horisontal periodik air yang berkaitan dengan naik-turunnya pasang surut. Arus

non-pasang surut termasuk semua arus selain arus pasang surut. Arus yang di alam merupakan kombinasi dari arus pasang surut dan arus non-pasang surut.

Arus pasang surut mengalami saat berbalik arah dengan periode pendek dengan besaran arus kecil bahkan nol, yang dinamakan air berhenti (slack water), terjadi ketika pergantian pasang menuju surut dan sebaliknya. Arus bervariasi dari nol sewaktu air berhenti (slack water) sampai maksimum. Arus pasang berada di atas air berhenti (slack water), sedangkan arus surut berada di bawah air berhenti (slack water) (Open University Course Team 1989).

Tipe Estuari

Berdasarkan struktur salinitasnya estuari diklasifikasikan menjadi tiga tipe estuari, yaitu terstratifikasi (highly stratified), tercampur sebagian (partially mixed), dan tercampur sempurna (well mixed) (Dyer 1986; Open University Course Team 1989; Triatmojo 1999; Ji 2008). Tipe dari estuari dapat dilihat pada Gambar 2.

Estuari Terstratifikasi (Highly Stratified Estuaries)

Ketika debit sungai yang besar memasuki daerah dengan pasang surut yang lemah, dimana air tawar dengan densitas lebih ringan daripada air laut, cenderung mengalir ke arah laut melintasi permukaan dan air dengan densitas tinggi berada di bawah dan baji garam hampir tidak bergerak. Air laut berada di bawah dan dekat dengan mulut estuari, hanya sebagian kecil terjadi percampuran. Antara dua massa air ada zona sempit pada bagian permukaan dimana terdapat perbedaan salinitas tajam yang disebut haloklin. Gradien densitas membuat haloklin cenderung stabil dan dua massa air tersebut tidak bercampur dengan cepat. Karena kecilnya kisaran pasang surut yang kecil, maka massa air dekat dasar yang bersalinitas tinggi menjadi relatif stasioner, tetapi air tawar di permukaan mempunyai kecepatan yang tinggi. Beda kecepatan tersebut membuat tidak ada air tawar yang tercampur ke dasar dan hanya terjadi percampuran di bagian atas.

Estuari Tercampur Sebagian (Partially-Mixed Estuaries)

Estuari dengan pasang surut, dimana sebagian besar massa air bergerak ke arah darat saat pasang dan arah sebaliknya ketika surut, adanya gesekan

pada dasar menyebabkan tahanan kecepatan dan menimbulkan turbulensi. Turbulensi membuat proses percampuran massa air efektif, dimana terjadi proses percampuran air bersalinitas tinggi ke arah permukaan dan air bersalinitas rendah bercampur ke bawah. Proses penurunan salinitas mencapai dekat dasar sehingga menghasilkan gradien salinitas ke arah hulu estuari.

Di permukaan dengan lapisan densitas lebih rendah mengalir ke laut dengan membawa air bersalinitas hasil dari percampuran. Garam tersebut merupakan proses pergantian dari lapisan di bawahnya sebagai akibat masuknya air laut ke arah daratan yang menimbulkan turbulensi. Arus residu secara vertikal disebabkan perbedaan densitas secara vertikal dan proses percampuran yang disebut sirkulasi vertikal gravitasi. Tetapi arus ini hanya sepersepuluh dari arus yang disebabkan pasang surut.

Arus dari estuari tipe ini dalam irisan melintang menunjukkan fenomena di lapisan atas mengarah ke laut sedangkan dekat dasar arah aliran mengarah ke daratan, dengan profil salinitas semakin ke dalam semakin tinggi sebagai akibat proses percampuran turbulensi. Arus residu di permukaan lebih tinggi saat surut dari pada saat pasang, berkebalikan dengan arus dekat dasar, di daerah lapisan tengah mempunyai kondisi haloklin yang merupakan daerah tidak ada aliran. Distribusi horisontal salinitas merupakan isohaline dengan kemiringan yang tidak terlalu berbeda antar lapisan. Stratifikasi umumnya cenderung meningkat ke arah laut.

Estuari Tercampur Sempurna (Well-Mixed Estuaries)

Estuari dengan debit dari sungai tidak besar dan kisaran pasang surut cukup besar, saat arus pasang surut meningkat maka intensitas percampuran terjadi sampai pada kondisi bercampurnya kolom air dengan sempurna dengan menghasilkan variasi lateral salinitas. Arus residu dari sungai cenderung bercampur pada kolom air, sehingga terjadi variasi horisontal, dengan salinitas semakin tinggi ke arah laut. Kondisi tersebut menghasilkan arus residu horisontal dan tidak terjadinya arus vertikal atau pengangkatan (entrainment) vertikal. Perbedaan salinitas secara vertikal sangat kecil.

Gambar 2 Tipe estuari. (a) Estuari terstratifikasi (b) Estuari tercampur sebagian (c) Estuari tercampur sempurna

Kecepatan Arus

Arus adalah pergerakan kontinyu massa air menuju kesetimbangan yang menyebabkan perpindahan massa air secara horisontal dan vertikal. Gerakan tersebut merupakan resultan dari beberapa gaya yang bekerja dan beberapa faktor yang mempengaruhinya (Pond dan Pickard 1983). Gaya yang dapat menyebabkan terjadinya arus diantaranya: pasang surut, gravitasi, gesekan angin, tekanan atmosfer, Coriolis, pebedaan densitas. Berbagai macam gaya tersebut bekerja pada permukaan, kolom, dan dasar perairan. Hasil dari gerakan massa air adalah vektor yang mempunyai besaran kecepatan dan arah.

Daerah pantai dan estuari sangat dipengaruhi dinamika pasang surut. Perbedaan tekanan hidrostatis saat terjadi pasang dan surut menyebabkan pergerakan air yang disebut arus pasang surut (Ji 2008). Menurut Pond dan Pickard (1983) bahwa arus pasang (flood tide) terjadi ketika naiknya elevasi air, sedangkan arus surut (ebb tide) terjadi ketika turunnya elevasi air. Kecepatan arus pasang surut mencapai maksimum pada kondisi air pertengahan diantara muka air pasang dan surut (mean sea level). Kecepatan akan mencapai minimum, bahkan nol, pada kondisi air diam (slack water).

Sumber: Ji 2008 Keterangan:

Untuk mengetahui arus digunakan 2 metode, yaitu cara Eulerian dan Lagrangian. Pengukuran metode Eularian adalah pengukuran besaran dan arah arus sepanjang waktu pada titik tetap dengan koordinat tertentu. Alat yag digunakan adalah pengukur arus konvensional di titik tetap, dengan mengukur arus tiap satuan waktu. Pengukuran metode Lagrangian adalah metode pengukuran arus dengan mengikuti lajur (trajectory) partikel. Besarnya kecepatan dan arah pada tiap satuan waktu dapat diketahui, tetapi dengan posisi yang berbeda koordinatnya. Dalam metode Eularian kecepatan tidak tergantung terhadap waktu disebut kondisi tetap (steady state), dalam metode Lagrangian kecepatan yang tetap terjadi saat kondisi lajurnya seragam (uniform). Kedua metode tersebut kecepatan akan sama jika aliran keduanya tetap dan seragam (Dyer 1986).

Hidrodinamika

Sistem perairan pantai dan estuari adalah suatu sistem yang sangat kompleks dan sangat bergantung pada ruang dan waktu. Untuk mengetahui hubungan antar sejumlah variabel dan parameter, maka cara terbaik untuk mengkajinya adalah melalui pendekatan model (Sugianto 2009), salah satunya dengan model matematik. Persamaan yang digunakan dalam model matematik yaitu persamaan hidrodinamika untuk pola arus, sedangkan untuk sedimen melayang digunakan persamaan transpor sedimen.

Hidrodinamika mempelajari pergerakan air dan gaya-gaya yang bekerja pada air tersebut. Model hidrodinamika dapat menyediakan informasi tentang transpor sedimen termasuk kecepatan air, pola percampuran, dan dispersi (Ji 2008). Dalam mempelajari hidrodinamika dinyatakan dalam persamaan- persamaan. Persamaan hidrodinamika dalam pemodelan dua dimensi yaitu persamaan kontinyuitas dan kekekalan momentum dengan berbagai asumsi untuk penyederhanaan.

Persamaan konservasi massa (kontinuitas) dan momentum yang diintegrasikan terhadap kedalaman. Persamaan hidrodinamika dan transpor mengacu pada Donnell (2008), Akhwady dan Sufyan (2008), Sachoemar dan Purwandani (2009), Sugianto (2009). Tanda dalam persamaan sebagai ciri khusus, misal (H-1) adalah persamaan hidrodinamika yang pertama.

Persamaan Hidrodinamika

Persamaan dasar aliran yang digunakan merupakan persamaan aliran 2 dimensi pada rerata kedalaman (depth average) untuk kondisi aliran sub kritik. Kondisi aliran yang terjadi pada kanal sangat lebar, sehingga variasi kecepatan terhadap kedalaman relatif kecil. Percepatan gravitasi lebih dominan dibandingkan dengan percepatan aliran vertikal. Sehingga persamaan aliran dapat didekati dengan persamaan aliran dangkal (shallow water equation). Komponen kecepatan rata-rata kedalaman dalam koordinat horizontal x dan y ( dan ) didefinisikan sebagai berikut:

= 1 � +� (H-1) = 1 � +� (H-2) dimana:

�

= kedalaman air = elevasi

+�

= muka air

= kecepatan horizontal arah x = kecepatan horizontal arah y

Persamaan konservasi massa (persamaan kontinuitas):

Persamaan kontinuitas untuk aliran dua dimensi rata-rata kedalaman (averaged continuity equation) dapat dituliskan sebagai berikut:

�

+

� +

� = 0

(H-3)

Substitusi persamaan (H-1) dan (H-2) ke persamaan (H-3), maka persamaan konservasi massa menjadi:

Persamaan konservasi momentum:

Persamaan konservasi momentum pada arah x dan y untuk aliran 2 dimensi rata-rata kedalaman dapat ditulis sebagai berikut:

pada arah sumbu x:

�

�

� +

�

�

�

+

�

�

� +

�

�

�

+

1

2

��

2

�

+1

� � − � −

�

�

�� −

�

� �� = 0

(H-5)

pada arah sumbu y:

�

�

� +

�

�

� +

�

�

� +

�

�

�

+

1

2

��

2

�

+1

� � − � −

�

� �� −

�

� ��

= 0

(H-6) dimana:

, , , = koefisien koreksi momentum = percepatan gravitasi

�

= rapat massa air

�

,

�

= tegangan geser dasar

�

, �

= tegangan geser permukaan

�

,

�

,

�

, �

= tegangan geser akibat turbulensi

(misal

�

adalah tegangan geser ke arah sumbu x yang bekerja pada bidang tegak lurus sumbu y).

Tegangan geser dasar dalam arah sumbu x dan y dapat dihitung sebagai berikut: pada arah sumbu x:

�

=

�

2

₊

2

_{1 +}

2

+

2 12

(H-7)

pada arah sumbu y:

�

=

�

2

₊

2

_{1 +}

2

+

Dengan adalah koefisien gesek dasar yang dapat dihitung sebagai berikut: = ₂ = 2 2_�1₃ (H-9) dimana: = koefisien Chezy

= koefisien kekasaran Manning

= 1,486 jika menggunakan satuan Inggris dan 1,0 jika menggunakan satuan Internasional (SI)

Tegangan geser turbulen rata-rata kedalaman dihitung menggunakan konsep viskositas eddy dari Boussinesq, yaitu:

�

=

�

+

�

=

�

=�

+

�

=

�

+

(H-10)

Untuk penyederhanaan perhitungan, maka nilai viskositas eddy kinematik rerata kedalaman diasumsikan isotropik yaitu nilai � =� =� =� , dan viskositas eddy isotropik dinotasikan dengan v yang nilainya (0,3±0,6 U*H)

Dalam Donnell (2008) persamaan-persamaan hidrodinamika (H-7) hingga (H-10) disubstitusikan dalam persamaan (H-5) dan (H-6) dengan x dan y yang bersesuaian, maka persamaan konservasi momentum menjadi:

pada arah sumbu x:

+

+

− �

2 2

+

2 2

+

+

+

2

1.486

1 6 2

+

2

₊

2 1₂

− �

2

_cos

₋₂

_{sin�= 0}

(H-11)

pada arah sumbu y:

+

+

− �

2 2

+

2 2

+

+

+

2

1.486

1 6 2

+

2

₊

2 1₂

− �

2

_cos

₋₂

_sin�

_{= 0}

(H-12) dimana: = kedalaman perairan = waktu

, = komponen kecepatan dalam arah x dan y

�

= kerapatan fluida

= percepatan gravitasi

= koefisien kekentalan turbulen,

, dalam arah normal terhadap bidang x , dalam arah normal terhadap bidang y

dan , masing-masing berhimpit dengan bidang x dan y = elevasi dasar perairan

= koefisien kekasaran Manning

�

= koefisien tegangan geser angin empiris = kecepatan angin

= arah angin

= kecepatan rotasi bumi

�

= posisi lintang geografis

Diskritisasi dan Solusi Persamaan

Diskritisasi menggunakan variasi kontinu kecepatan aliran dan muka air (water level) yang merupakan gambaran dari model matematik hidrodinamik. Diskritisasi dan solusi persamaan dibuat dalam bidang pembentuk hasil model disebut elemen. Persamaan konservasi massa dan momentum diselesaikan dengan metode elemen hingga dengan mengunakan metode sisa berbobot (weighted residuals)-Galerkin (Donnell 2008; Sachoemar dan Purwandani 2009). Fungsi yang digunakan dalam interpolasi kecepatan arus dan kedalaman air

yaitu fungsi kuadratik untuk kecepatan arus dan fungsi linier untuk kedalaman. Integrasi Galerkin digunakan dalam pengintegralan, lalu derivatif terhadap waktu didekati dengan beda hingga non-linier. Arus dan muka air diasumsikan bervariasi pada tiap interval waktu dalam bentuk persamaan sebagai berikut:

=

₀

+

+

₀

≤

<

₀

+∆

(H-13)

dimana a, b, dan c adalah konstanta

Tahanan Dasar dan Hambatan Aliran

Energi gaya gesek dasar atau kekasaran dasar perairan adalah hal utama dalam perhitungan kecepatan arus. Untuk mengetahui besarnya tegangan gesek dasar (

�

) dengan persamaan:

�=

�

(H-14)

dimana:

= rerata radius hidrolis

(irisan melintang area dibagi dengan perimeter basah) = kemiringan dasar

Tahanan dasar dihitung dengan persamaan Manning jika masukan nilai kekasaran <3,0, selain nilai tersebut menggunakan persamaan Chezy (H-9). Persamaan Manning untuk aliran seragam (uniform) adalah:

= 1.486

2 3 1 2 _(H-15)

dimana:

= kecepatan

= koefisien kekasaran Manning

Untuk menyelesaikan persamaan Manning untuk nilai S maka substitusikan pada persamaan tegangan gesek dasar (

�

) (H-14), didapatkan persamaan:

�=

�

1.486

2 2 1 3

(H-16)

Sehingga bentuk akhir dari komponen

tegangan gesek dasar dengan