teknik pantai.docx

2

2..11.. PPaannttaaii

Pantai merupakan tempat pertemuan daratan dan lautan dimana terjadi Pantai merupakan tempat pertemuan daratan dan lautan dimana terjadi  proses-proses

 proses-proses dinamis dinamis seperti seperti gelombang, gelombang, pasang pasang surut, surut, angin, angin, dan dan lainnya lainnya yangyang  berlangsung

 berlangsung secara secara terus-menerus terus-menerus sehingga sehingga secara secara konstan konstan memungkinkanmemungkinkan ter

terjadijadinya nya perperubaubahan han (Bi(Bird, rd, 1981984) 4) PerPerubaubahan han yanyang g terjterjadi adi tertergangantuntung g padpadaa gelombang indi!idu, perbedaan pasang surut, "aktu, dan juga parameter utama gelombang indi!idu, perbedaan pasang surut, "aktu, dan juga parameter utama ge

gelomlombabang ng teterhrhadadap ap momor#r#olologogi i papantntai ai $en$enururut ut BiBird rd (1(198984)4), , panpantai tai mamasihsih dip

dipengengaruaruhi hi oleoleh h laulaut t dan dan dardarat, at, dimdimana ana penpengargaruh uh laulaut t terterhadhadap ap panpantai tai dapdapatat  berupa

 berupa gelombang, gelombang, arus, arus, pasang, pasang, angin, angin, bathimetri bathimetri dan dan adanya adanya karang, karang, pasokanpasokan dan jenis sedimen dari sungai dan !egetasi %edangkan pengaruh darat terhadap dan jenis sedimen dari sungai dan !egetasi %edangkan pengaruh darat terhadap  pantai

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

 penyusun)

$or#ologi pantai dan dasar laut dekat pantai (&', **8+ omar, 1998) $or#ologi pantai dan dasar laut dekat pantai (&', **8+ omar, 1998) diklasi#ikasikan dalam empat kelompok berikut

diklasi#ikasikan dalam empat kelompok berikut 1

1   Backshore  Backshore, merupakan bagian dari pantai yang tidak terendam air laut kecuali, merupakan bagian dari pantai yang tidak terendam air laut kecuali  bila terjadi gelombang badai

 bila terjadi gelombang badai 

   Foreshore  Foreshore, yaitu bagian pantai yang dibatasi oleh muka pantai (, yaitu bagian pantai yang dibatasi oleh muka pantai (beach facebeach face)) hingga pasang terendah

hingga pasang terendah .

.   Inshore  Inshore mermerupaupakan kan daedaerah rah yanyang g leblebih ih lualuas s sebsebagai agai daedaerah rah subsubtidtidal al yanyangg memanjang ke daerah gelombang pecah sampai batas kemiringan tertentu memanjang ke daerah gelombang pecah sampai batas kemiringan tertentu 4

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

/riatmodjo (1999) secara garis besar membagi pantai menjadi dua, yaitu /riatmodjo (1999) secara garis besar membagi pantai menjadi dua, yaitu 1

1 PaPantntai ai beberprpasasir ir  Pantai jenis ini

Pantai jenis ini mempmempunyai karakterunyai karakteristik berupa kemiringaistik berupa kemiringan n 1 * 1 * sampaisampai dengan 1 0*, pada umumnya menghadap ke samudra ndonesia (seperti pantai dengan 1 0*, pada umumnya menghadap ke samudra ndonesia (seperti pantai sela

selatan tan 2a"2a"a, a, BalBali, i, 3u3usa sa //enenggaggara ra dan dan panpantai tai barbarat at %um%umateratera) a) PadPada a konkondisidisi gel

gelombombang ang biabiasa sa (ti(tidak dak ada ada badbadai), ai), panpantai tai ada ada daldalam am keakeadaadaan n keskesimbimbanganganan dinam

dinamis is dimandimana a sejumlasejumlah h besar pasir besar pasir bergbergerak pada erak pada pro#ipro#il l pantai tetapi angkutanpantai tetapi angkutan ne

netto tto papada da lolokakasi si yayang ng diditintinjau jau sasangngat at kekecilcil  PaPada da kokondndisi isi babadadai i didimamanana gel

gelombombang besar ang besar dan ele!adan ele!asi si mukmuka a air air diadiam m leblebih ih tintinggi karena adanyggi karena adanyaa set-up set-up gelombang dan angin, pantai dapat mengalami erosi

gelombang dan angin, pantai dapat mengalami erosi 

Pantai jenis ini

Pantai jenis ini mempmempunyai karakteriunyai karakteristik berupa sebagian besar stik berupa sebagian besar berada diberada di da

daeraerah h papantntai ai dimdimana ana babanynyak ak susungngai ai yayang ng memengnganangkgkut ut sesedimdimen en sususpspenensisi  bermuara di daerah

 bermuara di daerah tersebut dan gelombang tersebut dan gelombang yang relati# kecil yang relati# kecil (seperti pantai (seperti pantai utarautara 2a"a dan timur %umatera) Pantai ini mempunyai kemiringan yang sangat kecil 2a"a dan timur %umatera) Pantai ini mempunyai kemiringan yang sangat kecil sampai dengan 1 0*** %edimen suspensi menyebar pada suatu daerah perairan sampai dengan 1 0*** %edimen suspensi menyebar pada suatu daerah perairan ya

yang ng luluas as sehsehiningggga a memembmbenentutuk k papantntai ai yayang ng luluas, as, dadatatar r dadan n dadangngkakal l yayangng merup

merupakan daerah ra"a akan daerah ra"a terendterendam air am air saat pasang arena gelombang yang kecilsaat pasang arena gelombang yang kecil maka sedimen suspensi tidak terba"a ke laut lepas

maka sedimen suspensi tidak terba"a ke laut lepas

ambar 1 lasi#ikasi mor#ologi pantai

ambar 1 lasi#ikasi mor#ologi pantai (&', **8)(&', **8)

2.4.

2.4. Parameter Parameter Hidro-OseanogrHidro-Oseanografiafi 2.

2.4.4.1.1. PaPasasang ng SuSururutt

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

 bergerak naik dan turun sesuai dengan turun sesuai dengan siklus pasang Permukaan siklus pasang Permukaan air laut air laut perlahanperlahan akan naik sampai pada ketinggian maksimum (pasang tinggi)+ kemudian turun akan naik sampai pada ketinggian maksimum (pasang tinggi)+ kemudian turun sampai ketinggian minimum (pasang rendah) (ross, 199.) /inggi rendahnya sampai ketinggian minimum (pasang rendah) (ross, 199.) /inggi rendahnya

5 5

 permukaan laut diukur dari paras tertentu (biasanya pada tingkat air rendah pada  pasang bulan penuh atau purnama biasa) dinamakan datum(6lidkk , 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 (6lidkk , 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 m1m2

r2 , dimana r 

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

(

6.6 x10−

11

m2 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 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 Simbol Periode (jam matahari)  Amplitudo relatif   Deskripsi  %emi-diurnal

$ 14 1*** Pasang surut dipengaruhi bulan % 1** 455 Pasang surut dipengaruhi matahari  3 155 191 <ariasi bulanan jarak bulan

 119 1 Perubahan deklinasi matahari dan bulan

1 .9. 084 =nsur matahari-bulan

7iurnal 1 08 410 =nsur harian bulan P1 4* 19. =nsur harian matahari

onger $# .85 1 =nsur bulan, dua minggu sekali

2.4.2. Gelombang

2.4.2.1.Pembangkit Gelombang

erakan berombak permukaan air akibat tiupan angin diatasnya (Bascom, 1909 dalam Bird, 1984) maupun tenaga tektonik dan gaya gra!itasi (&arter, 199.) dinamakan gelombang erakan massa air ke atas memba"a sedimen dasar dan

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

/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

 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  P0=1

2 E0C 0 (4)

Pada laut dangkal, energi #luks gelombang untuk tiap unit lebar crest  ditulis  P= E C _g

=nEC 

(0) 6sumsi energi konstan,  P0= P , maka

1 2 E0C 0=nEC  (5) 7imana  E0=  g H 0 2 8  dan  E= g H 2 8 , maka 1 2 C 0g H 0 2 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

(

 4πd  L

)

|

, (8) dan C  C 0

=

tanh

(

2πd  L

)

(9) 11

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

√

1 tanh

(

2πd  L

)

(

1

+

4_πd  L sinh

(

 4πd  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_φ 1

=

C 1 C 0 sin_φ 0 _(.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

=

√

cosα 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

 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#isienrefraksi

/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 (swell ) &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 

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

−

(

aHb g T 2

)

(.0) 7engan a

=

43.75

(

1

−

_e−19m

)

_(.5) b

=

  1.56

(

1

+

_e−19.5m

)

(.) 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

terhadap garis pantai (D bE 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 dua

d   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

 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

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

( )

 s  g d 

( )

 s  g d  u 1 1  K − = − =  ρ  τ  θ 

 Parameter kritis %hield dapat ditentukan dengan  bantuan gambar 

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

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 d0* J *4, )

( )

*. 0* .  * d   )

=

untuk *4 N d0* J 1*, .)

( )

*8 0* .  * d   )

=

untuk 1* N d0* J 4*, 4)

( )

*11 0* 45  * d   )

=

untuk 4* N d0* ($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

mengalami pendangkalan dapat menghasilkan kestabilan pro#il, m  x  ) h= dimana h

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

 0 

=

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 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

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,

) ( _{rt  lt}  n * * * −   dengan  gross transport rate ) ( _{rt  lt}   g  * * * +

 pada lokasi pantai tertentu 6rah distribusi tahunan energi gelombang dapat menyebabkan laju angkutan dominan bergerak dalam

satu arah sehingga

 g  *

E

n

*

 ?nergi gelombang tahunan juga terdistribusi dalam segala arah sehingga diperkirakan sedimen yang terangkut setiap arah dengan

!olume yang sama 3ilai

n

*

  digunakan untuk prediksi erosi pantai,

 g  *

  untuk 

 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)

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 hik   $etode ?: ini

didasarkan pada asumsi bah"a ele!asi ini merupakan jumlah dari hasil kali antara

eigenfunction dan konstanta h_i k 

=

∑

n=1  N  C _n k eni (1)

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

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

suatu pro#il %ementara C nk  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=1  I  e_n iemi

=

δ nm ()

7imana δ nm

=

1  _{jikan  m, dan} δ nm

=

0  _{jika n ≠m}

=ntuk memperoleh nilai dari C nk  yang tidak diketahui, kita harus

mengurangi mean s,uare error   pada hik    oleh sebuah eigenfunction+ #aktor 

kesalahan (error) ∈ik   dide#enisikan sebagai

∈_i k 

=

hik 

−

∑

n=1  N  C _n k eni   (.)

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

$eminimalkan

∑

i=1  I  ∈2_i k   dengan memperhatikan C _m k  , atau  2

∑

i=1  I 

(

h_i k 

−

∑

n=1  N  C _n k eni

)

emi

=

0   (4)

7engan menggunakan hubungan orthogonal, diperoleh

C _m k 

=

∑

i=1  I  h_i k emi (0) .

Persamaan ini memungkin untuk menentukan C mk    dari setiap sur!ey yang

dilakukan setelah mengetahui eigenfunction-nya /otal perubahan mean-s,uare dari data pro#il σ 

2

, yang dide#enisikan sebagai 

σ 2

=

1  IK 

∑

_k =1  K 

∑

i=1  I  h2_i k 

=

1  IK 

∑

_k =1  K 

∑

i=1  I 

(

∑

n=1  N  C _n k eni

)(

∑

m=1  N  C _m k emi

)

(5)

7imana setelah penggunaan properti ortogonal eigenfunction secara berulang dilakukan, σ  2  dapat ditulis  σ 2

=

1  IK 

∑

_k =1  K 

∑

n=1  N  C 2_n k  ()

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  IK 

∑

k =1  K  C 2_n k 

−

 

(

∑

i=1  I  e2_n i

−

1

)

(8)

7engan mempertimbangkan enm , dimana   adalah pengali  angrange

7engan menurunkan persamaan tersebut, diperoleh 

∑

i=1  I  e_n i

(

1  IK 

 ∑

_k =1  K  h_i k hmk 

)

=

  enm (9)

6khirnya, jika diketahui bah"a a_i m

=

1  IK 

 ∑

k =1  K  h_i k hmk  (1*)

$aka diperoleh suatu persamaan matriks simetris

∑

i=1  I 

e_n

iaim

=

  enm (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 ek 

(

 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 aij

dide#enisikan sebagai a_i%

=

1  N  _x N  _" N _# 

∑

_# =1  N # 

∑

 "=1  N  " h

(

i ! " ! #  

)

h

(

 % ! " ! # 

)

_(10) 0

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} ek 

(

 x

)

_{dide#enisikan oleh persamaan}

matriks sebagai

 & e_k 

(

 x

)

=

 _kxe_k 

(

 x

)

_(15)

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

b_i%

=

1  N  _x N  _" N _# 

∑

_# =1  N # 

∑

 x=1  N  x h

(

i ! x ! #  

)

h

(

 % ! x ! # 

)

_(1)

eigenvalue  k"  _{dan eigenfunction arahlongshore} ek 

(

 "

)

 _{die!aluasi dengan}

' e_k 

 (

 "

)

=

 _k"e_k 

(

 "

)

_(18)

Perkalian

∑

 "

∑

 x

e_m

(

 x

)

e_n

(

 "

)

h

(

 x ! " !# 

)

dan penggunaan orthonormalit

dari em

(

 "

)

 _dan en

(

 x

)

_{, masing-masing, menghasilkan eigenfunction temporal}

yang diberikan oleh

$_k ¿

(

# 

)

=

∑

 "

∑

 x

e_k 

 (

 x

)

e_k 

(

 "

)

h

(

 x ! " !# 

)

(19)

$_k ¿

(

# 

)

 dibiarkan tetap menjadi eigenfunction orthonormal dengan

$_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 en(y) dan

meman#aatkan orthonormality dari en(y) dan ek (y) untuk mendapatkan

e_k 

(

 x ! # 

)

=

h

(

 x ! " !# 

)

e_k 

 (

 "

)

=

∑

k 

a_k e_k 

(

 x

)

$_k 

(

# 

)

() 7engan cara yang sama, dengan mengalikan em(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,

@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 arahlongshore 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