BAB II
STUDI LITERATUR
2.1 BatimetriBathimetri merupakan kegiatan pengumpulan data kedalaman dasar muara dengan metode penginderaan atau rekaman dari permukaan dasar perairan, yang akan diolah untuk menghasilkan relief dasar perairan, sehingga dapat digambarkan susunan dari garis-garis kedalaman (kontur). Pemetaan kondisi dasar perairan tersebut dikonversikan dalam keadaan surut terendah (Low Water Surface).
Unsur utama pembuatan bathymetri adalah pengukuran jarak dan kedalaman. Peralatan yang digunakan untuk mengukur jarak antara lain Theodolith, Electronic Data Measurement (EDM), atau Global Positioning System (GPS). Sedangkan peralatan yang digunakan untuk mengukur kedalaman adalah fishfinder 240 blue dan perahu boat.
Faktor lain yang sangat mempengaruhi pengukuran batimetri adalah dinamika media air muara berupa pasang surut muara sungai, sehingga sangat sulit untuk menentukan objek yang sama pada waktu yang berbeda. Dengan demikian pada pengukuran kedalaman dasar muara perlu dilakukan 3 pengukuran sekaligus pada waktu yang bersamaan yaitu pengukuran kedalaman, pengukuran posisi alat ukur kedalaman, dan pengukuran pasang surut. Dari ketiga data tersebut akan menjadi informasi kedalaman muara pada posisi tersebut terhadap suatu bidang refrensi (chart datum). 2.1.1 Pengukuran kedalaman muara sungai
Kedalaman muara sungai adalah jarak antara dasar muara pada suatu tempat terhadap permukaan muaranya. Kedalaman muara ini dapat dibagi menjadi beberapa jenis, seperti kedalaman ukuran yaitu kedalaman yang didapat dari bacaan alat ukur;
kedalaman lainnya adalah kedalaman peta, yaitu kedalaman dasar muara suatu tempat terhadap chart datumnya.
Pengukuran kedalaman muara dapat dilakukan dengan beberapa cara, metoda yang paling sederhana adalah cara mekanis dengan menggunakan galah atau tali ukur, sedangkan yang sangat canggih adalah dengan menggunakan sinar laser yang dipancarkan dari pesawat terbang. Namun cara yang sering digunakan adalah metoda perum gema ( fishfinder)
2.1.1.a Cara mekanis
Cara yang paling sederhana dalam mengukur kedalaman estuari adalah dengan menggunakan galah berskala, dengan membaca kedudukan muka laut pada skala galah maka kedalaman bacaan didapat. Namun cara ini sangat berkaitan dengan panjang galah, semakin panjang galah maka semakin banyak masalah didapat dalam pengukuran. Maka untuk lebih memudahkan pengukuran galah diganti dengan pita ukur berskala dengan pemberat diujungnya dikenal dengan sebutan lot, seperti terlihat pada Gambar
Dengan cara ini pengukuran dapat dilakukan lebih dalam lagi namun masalah baru timbul diantaranya bila pemberat cukup ringan maka pita akan mudah dipengaruhi kedudukannya oleh arus laut sehingga bentangan pita akan melengkung, sedangkan bila pemberat cukup berat maka pita akan meregang sehingga kedalaman bacaan akan lebih kecil dari yang seharusnya.
Pada kedua cara mekanis tersebut diatas data yang didapat terbatas pada tempat atau posisi alat tersebut diturunkan, sedangkan diantara dua tempat yang berurutan tidak diketahui atau diasumsikan mempunyai kedalaman diantara kedua kedalaman pada sisinya, sehingga untuk mendapatkan ukuran yang lebih baik Interval jarak antara dua
kedalaman dirapatkan namun berakibat waktu yang dibutuhkan untuk mengukur lebih lama.
Sekalipun demikian cara tersebut diatas tidak berarti tidak dapat digunakan pada masa kini, cara tersebut masih dapat digunakan dalam beberapa kondisi yaitu :
a. Daerah yang diukur mempunyai kelandaian rendah yang mempunyai permukaan relatif rata.
b. Pengukuran diikuti dengan penyapuan kedalaman walaupun dilakukan dengan cara yang juga sederhana (Dragging) untuk memeriksa dasar laut dari kedalalaman yang lebih kecil dari batas tertentu, seperti pada kedalaman sampai 6 meter.
c. Pengukuran yang dilakukan untuk memeriksa secara acak pada daerah hasil ukuran yang akan disetujui.
Gambar 2.1 Pengukuran Kedalaman Cara Mekanis
2.1.1.b Perum Gema
Cara ini menggunakan gelombang suara yang dipancarkan oleh transducer pemancar pada permukaan laut kemudian dipantulkan oleh dasar laut dan diterima kembali oleh transducer penerima, transducer pemancar dan penerima dapat terletak
pada tempat yang terpisah ataupun yang relatif sama. Gelombang udara tersebut yang dikemas dalam bentuk pulsa-pulsa menjalar pada medium air laut dengan kecepatan kurang lebih 1500 m/detik dengan panjang lintasannya dua kali kedalaman air laut yang dilaluinya.
Gambar 2.2 Alat Perum Gema (fishfinder 240 blue)
2.1.2 Penentuan Lebar dan Kedalaman Sebagai Fungsi Jarak
Menurut wright dkk (1973) menyatakan bahwa lebar dan kedalaman estuari dapat diwakili dengan persamaan berikut ini :
………. (2.1) ……….. (2.2) ) / ( 0 L x a x W e W = − ) / ( 0 L x b x D e D = −
Persamaan tersebut dikembangkan oleh Prandle (1986) menyatakan bahwa umumnya teori analisis untuk dinamika dari batimetri estuari dapat didekati dengan fungsi.
n L x x W W = λ ………….……….. (2.3) dan m L x x D D = λ ………. (2.4) Dimana :
Wx adalah lebar estuari (m)
WL adalah lebar pada mulut estuari (m)
Dx adalah Kedalaman estuari (m)
DL adalah kedalaman pada mulut estuary (m)
x adalah pengukuran dari mulut muara hingga hulu (m) m dan n adalah koefisien estuari
λ adalah dimensi horizontal sebagai panjang estuari (m) a dan b merupakan koefisien estuary
2.1.3 Lebar dan Kedalaman Sebagai Fungsi Eksponensial Jarak
Dyer (1986) mencatat bahwa banyak estuari yang dapat ditunjukkan secara eksponensial variasi lebar, kedalaman, dan luas penampang dari jarak mulut estuari (mouth estuary). Dengan cara yang sama, prandle (1986) menggantikan menajadi persamaan dan persamaan.
nx x W e W = 0 − ……… (2.5) mx L x D e D = − ………... (2.6)
Dimana m dan n merupakan koefisien estuari.
Prandle (1986) telah melakukan percobaan pada estuari seperti terlihat pada tabel 1.1 dan memberikan suatu nilai koefisian estuari.
Tabel 2.1 Koefisien estuari, prandle (1986) Nama Estuari Panjang Estuari (km) n m Fraser 135 -0.7 0.7 Rotterdam 99 0 0 Hudson 248 0.7 0.4 Potomac 184 1.0 0.4 Delaware 214 2.1 0.3 Miramichi 55 2.7 0 Bay of Fundy 635 1.5 1.0 Thames 95 2.3 0.7 Bristol Channel 623 1.7 1.2 St Lawrence 418 1.5 1.9 2.2 Pasang Surut
Pasang surut merupakan perubahan elevasi muka air laut akibat adanya gaya tarik benda-benda dilangit, terutama matahari dan bulan terhadap massa air laut di bumi. Perubahan elevasi muka air laut tersebut berlangsung secara periodik (Teknik Pantai, 1999).
Fenomena pergerakan naik turunya permukaan air laut secara berkala yang diakibatkan oleh kombinasi gaya gravitasi dan gaya tarik-menarik antara benda-benda astronomi terutama oleh matahari dan bulan. Pengaruh benda angkasa lainnya dapat diabaikan karena jaraknya lebih jauh atau ukurannya lebih kecil.
Pasang surut laut merupakan hasil dari gaya tarik gravitasi dan efek sentrifugal. Efek sentrifugal adalah dorongan ke arah luar pusat rotasi. Gravitasi bervariasi secara langsung dengan massa tetapi berbanding terbalik terhadap jarak. Meskipun ukuran bulan lebih kecil dari matahari, gaya tarik gravitasi bulan dua kali lebih besar daripada gaya tarik matahari dalam membangkitkan pasang surut laut karena jarak bulan lebih
dekat dari pada jarak matahari ke bumi. Gaya tarik gravitasi menarik air laut ke arah bulan dan matahari dan menghasilkan dua tonjolan (bulge) pasang surut gravitasional di laut. Lintang dari tonjolan pasang surut ditentukan oleh deklinasi, sudut antara sumbu rotasi bumi dan bidang orbital bulan dan matahari.
2.2.1 Pembangkit pasang surut
Meskipun sudah sejak lama diketahui bahwa gejala pasang surut laut terutama dihasilkan oleh adanya gaya tarik bulan dan matahari, namun baru setelah Newton pada tahun 1807 menemukan hukum gravitasi, gejala pasang surut dapat dianalisa secara kuantitatif.
Pertama pertimbangkan keadaan sederhana ini. Pusat dari gravitasi bulan terletak pada bidang yang sama dengan ekuator bumi dan bulan berada pada suatu jarak yang konstan dari bumi. Untuk lebih jelasnya dapat dilihat pada gambar berikut.
Gambar 2.3 Gaya Tarik Bulan (Perencanaan Pelabuhan, 1985)
Teori kesetimbangan pertama kali diperkenalkan oleh Sir Isaac Newton (1642-1727), Teori ini menerangkan sifat-sifat pasut secara kualitatif. Teori terjadi pada bumi ideal yang seluruh permukaannya ditutupi oleh air dan pengaruh kelembaman (Inertia) diabaikan. Teori ini menyatakan bahwa naik-turunnya permukaan laut sebanding
dengan gaya pembangkit pasang surut (King, 1966). Untuk memahami gaya pembangkit pasang surut dilakukan dengan memisahkan pergerakan sistem bumi-bulan-matahari menjadi 2 yaitu, sistem bumi-bulan dan sistem bumi-bumi-bulan-matahari.
Pada teori kesetimbangan, bumi diasumsikan tertutup air dengan kedalaman dan densitas yang sama dan naik turun muka laut sebanding dengan gaya pembangkit pasang surut (Tide Generating Force) yaitu Resultante gaya tarik bulan dan gaya sentrifugal, teori ini berkaitan dengan hubungan antara laut, massa air yang naik, bulan, dan matahari. Gaya pembangkit pasut ini akan menimbulkan air tinggi pada dua lokasi dan air rendah pada dua lokasi (Gross, 1987).
Newton menunjukkan bahwa kekuatan atraksi antara kedua benda-benda angkasa, dalam hal ini proporsional dengan produk massanya dan sebaliknya proporsional dengan jarak pemisahnya r, Newton mendefensikan proporsinalitas konstan sebagai G, konstan gravitasi universal, (6.672 x 10-11 Nm2kg-2), sehingga kekuatan yang ada menjadi :
……….. (2.7)
Dimana :
• M adalah massa bumi berkisar 4,1 x 1023 slug= 14,59 x 4,1 x 1023 = 59,819 x 1023 kg
• m adalah massa bulan berkisar 7.0375 x 1022 kg dan massa matahari berkisar 1.9206 x 1030 kg
• Jarak rata-rata bumi-bulan (r) (238.862 mil = 1,609 x 238862 = 384.328,958km)
2 r m M G F =
2 2 . r m M G r M ω e = 2 2 r m M G r mω m =
Gambar 2.4 Sistem Bumi – Bulan (Perencanaan Pelabuhan, 1985)
Sistem Bumi – Bulan di atas dapat dilukiskan sebagai berikut: M adalah massa Bumi (kg)
m adalah massa Bulan (kg)
ω = kecepatan sudut dari sistem Bumi - Bulan pada sumbu bersama (rad/detik) r = jarak pusat Bumi – pusat Bulan (km)
rm= jarak pusat Bulan – sumbu bersama (km)
re = jarak pusat Bumi – sumbu bersama (km)
r = rm + re
Pada sistem Bumi-Bulan, dimana Bumi dianggap tidak berotasi pada sumbunya, tetapi mengadakan putaran (revolusi) pada sumbu putaran bersama Bumi-Bulan. Sistem Bumi-Bulan dalam keadaan setimbang, gaya-gaya yang bekerja pada sistem itu adalah gaya tarik menarik dan gaya sentrifugal pada sumbu bersama.
• Keseimbangan gaya yang terjadi di Bumi :
……… (2.8) • Keseimbangan gaya yang terjadi di Bulan :
Dimana
ω adalah kecepatan sudut bumi bulan mengelilingi sumbu bersama (rad/detik) rm= jarak pusat Bulan – sumbu bersama (km)
re = jarak pusat Bumi – sumbu bersama (km)
Gaya pembangkit pasut membentuk sudut dengan permukaan bumi. Komponen tegak lurus terhadap permukaan bumi menambah atau mengurangi gaya gravitasi bumi. Akan tetapi pengaruhnya kecil (orde magnitude 10-7 g), untuk gerakan air sebenarnya , hanya komponen tangensial terhadap permukaan bumilah yang penting. Komponen ini selanjutnya disebut Tractive Force, Fs (Doodson dan Warburg, 1941 dalam Thabet, 1980) adalah
……… (2.10)
Φ adalah sudut yang terbentuk oleh bumi terhadap bulan
Gambar 2.5 Distribusi tractive Force (Thabet,1980)
Bulan mengelilingi bumi sekali dalam 24 jam 84 menit. Jika faktor lain diabaikan maka suatu lokasi di bumi akan mengalami dua kali pasang dan dua kali surut
Φ = sin2 2 3 3 K gm Fs e
dalam sehari. Teori tersebut akan benar jika digunakan anggapan seluruh permukaan bumi tertutup merata oleh air laut (equilibrium theory), jika hanya ada pengaruh bulan saja atau matahari saja tetapi tidak pengaruh keduannya secara bersamaan dan jika bulan atau matahari mempunyai orbit yang benar-benar berupa lingkaran dan orbitnya tepat diatas khatulistiwa.
Tetapi pada kenyataannya anggapan tersebut tidak benar. Karena laut tidak meliputi bumi secara merata tetapi terputus oleh benua dan pulau. Topografi dasar laut tidak rata mendatar tetapi sangat bervariasi dari palung yang dalam, gunung bawah laut sampai paparan yang luas dan dangkal. Demikian pula ada selat yang sempit dan panjang atau teluk berbentuk corong dengan dasar melandai. Hal tersebut menimbulkan penyimpangan dari kondisi yang ideal dan menyebabkan ciri-ciri pasang surut yang berbeda-beda dari satu lokasi ke lokasi lainnya.
Selain itu posisi kedudukan bulan dan matahari dalam orbit selalu berubah relatif terhadap bumi. Apabila bulan dan matahari berada kurang lebih pada satu garis lurus dengan bumi, seperti pada saat bulan muda atau bulan purnama maka gaya tarik keduanya akan saling memperkuat. Dalam keadaan demikian terjadi pasang surut purnama (spring tide) dengan tinggi air yang maksimum melebihi pasang biasa. Sebaliknya surutnya sangat rendah hingga lokasi dengan pantai yang landai bisa menjadi kering sampai ke laut. Tetapi jika bulan dan matahari membentuk sudut siku-siku terhadap bumi maka gaya tarik keduanya akan saling meniadakan. Akibatnya perbedaan tinggi air antara pasang dan surut kecil, keadaan ini dikenal dengan pasang perbani (neap tide). Gambar 2.6 di bawah ini menjelaskan kondisi Bumi-Bulan-Matahari saat pasang perbani (neap tide) dan pasang purnama (Spring Tide).
Gambar 2.6a Kedudukan Bumi-Bulan-Matahari Saat Pasang Perbani (Neap Tide)
Gambar 2.6b Kedudukan Bumi-Bulan-Matahari Saat Pasang Purnama (Spring Tide)
2.2.2 Tipe Pasang Surut
Bentuk pasang surut di berbagai daerah tidak sama. Secara umum pasang surut di berbagai daerah dapat dibedakan menjadi empat tipe yaitu pasang surut harian ganda, pasang surut harian tunggal, pasang surut campuran condong ke harian ganda, dan
pasang surut campuran condong ke harian tunggal. Keempat tipe tersebut terdapat di Indonesia dengan persebaran dapat dilihat pada Gambar 2.7
1. Pasang surut harian ganda (semi diurnal tide)
Dalam satu hari terjadi dua kali air pasang dan dua kali air surut dengan tinggi yang hampir sama dan pasang surut terjadi secara berurutan dan teratur. Periode pasang surut rata-rata adalah 12 jam 24 menit. Pasang surut tipe ini dapat dilihat pada Gambar 2.8a.
2. Pasang surut harian tunggal (diurnal tide)
Dalam satu hari terjadi satu kali air pasang dan satu kali air surut. Periode pasang surut adalah 24 jam 50 menit. Pasang surut tipe ini terjadi di perairan selat Karimata. Pasang surut tipe ini dapat dilihat pada Gambar 2.8d.
3. Pasang surut campuran condong ke harian ganda
Dalam satu hari terjadi dua kali air pasang dan dua kali air surut, tetapi mempuyai tinggi dan periode yang berbeda. Pasang surut jenis ini banyak terdapat di perairan Indonesia bagian timur. Pasang surut tipe ini dapat dilihat pada Gambar 2.8b. 4. Pasang surut campuran condong ke harian tunggal
Dalam satu hari terjadi satu kali pasang dan satu kali surut tetapi tinggi dan periodenya sangat berbeda. Pasang surut jenis ini banyak terdapat di selat Kalimantan dan pantai utara Jawa Barat. Pasang surut tipe ini dapat dilihat pada Gambar 2.8c.
Pada pasang surut campuran yang lebih condong ke pasut harian ganda dalam satu hari terjadi dua kali pasang dan dua kali surut, namun tinggi dan waktunya berbeda. Hal ini terjadi di sebagian besar perairan indonesia bagian timur. Yang terakhir pasang surut campuran yang condong ke semi-diurnal, pada jenis ini terjadi sekali pasang dan
sekali surut dalam sehari tetapi kadang terjadi dua kali pasang dan dua kali surut yang sangat berbeda dalam tinggi dan waktunya.
Gambar 2.7 Persebaran Tipe Pasang Surut di Indonesia (Teknik Pantai, 1999)
Tipe pasang surut dapat diketahui dengan cara mendapatkan bilangan/ konstanta pasut (Tidal Constant/ Formzal) yang dihitung dengan menggunakan metode Admiralti yang merupakan perbandingan jumlah amplitudo komponen diurnal terhadap amplitudo komponen semidiurnal, yang dinyatakan dengan :
……….. (2.11)
Dimana:
F adalah bilangan Formzal
AK1 adalah amplitudo komponen pasang surut tunggal utama yang disebabkan oleh gaya tarik bulan dan matahari
AO1adalah amplitudo komponen pasang surut tunggal utama yang disebabkan oleh
gaya tarik bulan
AM2 adalah amplitudo komponen pasang surut ganda utama yang disebabkan oleh gaya tarik bulan
AS2 adalah amplitudo komponen pasang surut ganda utama yang disebabkan oleh gaya tarik matahari
2 2 1 1 AS AM AO AK F + + =
Tabel 2.2 Pengelompokan Tipe Pasut Bilangan Formzall
(F) Tipe Pasang Surut Keterangan
F < 0.25 Pasang harian ganda (semidiurnal)
Dalam 1 hari terjadi 2 kali air pasang dan 2 kali air surut dengan ketinggian yang hampir sama dan terjadi berurutan secara teratur. Periode pasang surut rata-rata adalah 12 jam 24 menit.
0.25 < F < 1.5 Campuran, condong ke semidiurnal
Dalam 1 hari terjadi 2 kali air pasang dan 2 kali air surut dengan ketinggian dan periode yang berbeda.
1.5<F<3.0 Campuran, condong ke diurnal
Dalam 1 hari terjadi 1 kali air pasang dan 1 kali air surut dengan ketinggian yang berbeda. Kadang-kadang terjadi 2 kali air pasang dalam 1 hari dengan perbedaan yang besar pada tinggi dan waktu.
F < 3.0 Pasang harian tunggal (diurnal)
Dalam 1 hari terjadi 1 kali air pasang dan 1 kali air surut. Periode pasang surut adalah 24 jam 50 menit
2.2.3 Komponen Pasang Surut
Guna memperkirakan keadaan pasang surut, maka terdapat banyak komponenkomponen yang mempengaruhi pasang surut. Komponen utama adalah akibat gaya tarik bulan dan matahari (lunar dan solar komponen). Komponen lainnya adalah komponen non astronomis
Komponen pasang surut yang ada sebanyak 9 (sembilan). Penjabaran ke delapan komponen pasang surut tersebut seperti pada Tabel 2.3. Hasil penguraian pasang surut adalah parameter amplitudo dan beda fase masing-masing komponen pasang surut
Tabel 2.3 Komponen Pasang Surut
Komponen Simbol Periode
(jam)
Keterangan
Utama bulan Utama matahari
Bulan akibat variasi bulanan jarak bumi-bulan
Matahari-bulan akibat perubahan sudut deklinasi matahari-bulan
M2 S2 N2 K2 12.42 12.00 12.66 11.97
Pasang Surut Semi Diurnal Utama bulan Matahari-bulan M4 MS4 6.21 6.10 Perairan Dangkal Matahari-bulan Utama bulan Utama matahari K1 O1 P1 23.93 25.82 24.07
Pasang Surut Diurnal
Untuk menentukan peramalan komponen pasang surut di laut dan estuary biasanya digunakan metode admiralty, Adapun alat pencatatnya adalah A-OTT KEMPTEN R-20 Strip-Chart yang dikelola oleh Pelindo Belawan. Alat tersebut masuk dalam klasifikasi jenis pelampung (float type tide gauge), yaitu alat pencatat pasang surut otomatis yang bekerja berdasarkan naik turunnya pelampung. Cara kerjanya dengan mencatat sendiri perubahan naik turunnya permukaan laut dalam skala yang lebih kecil pada kertas pencatat (recording paper) dalam bentuk grafik.
Grafik hasil pengamatan pada recording paper tersebut merupakan fungsi dari garis-garis skala tinggi dengan waktu. Gerakan kertas menurut waktu dilaksanakan oleh suatu mekanisme jam dengan penggerak pegas atau baterai. Dari data bentuk grafik (analog) tersebut diubah dalam bentuk data numerik (angka) dengan mengkonversi pada skala yang sebenarnya sehingga hasil data numerik akan menggambarkan keadaan sebenarnya di lapangan pengamatan. Konversi data inilah yang mengakibatkan timbulnya kesalahan-kesalahan yang harus dilakukan koreksi. Sebagai pembanding
dapat dilihat pada rambu ukur yang biasanya terpasang pada lokasi pengamatan pasang surut.
2.2.4 Ramalan Kenaikan Muka Air Akibat Pasut (Spring Tide and Neap Tide) Model muara sungai dikembangkan hanya dengan menggunakan tiga komponen, Masing-masing konsituen tersebut berkembang melalui air laut yang masuk ke lingkungan sungai. Tugas Akhir ini meninjau pasang surut pada Muara Sungai Belawan yang terletak pada bagian timur pulau sumatera, dari gambar 2.7 dapat dilihat bahwa tipe pasut pada Muara Sungai Belawan merupakan tipe pasut harian ganda (semidiurnal tide), Pugh (2004) menyajikan lunar dan solar pada pasang surut semidiurnal dari proses kedudukan muka air pada saat terjadi pasang tertinggi dan kedudukan muka air pada saat surut terendah dalam proses spring tide dan neep tide dapat dirumuskan seperti berikut ini.
Pugh (2004) ramalan pasang surut akibat gaya tarik matahari (solar) untuk komponen S2 adalah,
hS2(t)= AS2sin (2πt/TS2) ……… (2.12)
Pugh (2004) Ramalan pasang surut akibat gaya tarik bulan (lunar) umtuk komponen M2
adalah,
hM2(t) = AM2 sin (2πt/TM2) ……… (2.13)
Kedalaman air yang sebenarnya tiap waktu h(t) adalah penjumlahan numerik dari kedalaman yang sesuai dengan datum, DT :
h(t) = hS2 (t) + hM2 (t) + DT ………... (2.14)
dimana hS2 (t) dan h M2 (t) adalah kedalaman air tiap waktu t, AS2 dan AM2 adalah
bulan terhadap bumi dan bumi terhadap matahari, TS2 adalah periode pasut akibat
matahari dan TM2 adalah periode pasut akibat bulan. siklus bulan 29,5 hari adalah
sekitar 1,035 waktu yang diperlukan dari siklus matahari (Pugh, 2004) yaitu 24,84 jam dengan demikian periode pasut lunar semi diurnal 12,42 jam dan seperempat pasut lunar diurnal 6,21 jam.
2.2.5 Pasut Muara Sungai
Pasut muara sungai dipengaruhi adanya komponen overtide akibat adanya perpindahan dari perairan yang dalam (laut) yang masuk menuju ke perairan yang dangkal (sungai), Pugh (2004) menyatakan bahwa komponen pasut M4 termasuk ke dalam kategori overtide, yaitu komponen pasut yang lajunya 2 kali laju komponen M2. overtide adalah sebuah komponen pasut harmonik dimana lajunya merupakan perkalian eksak dari laju suatu komponen dasar pasut yang dibangkitkan dari gaya pembangkit pasut. Biasanya overtide ini muncul atau dominan di perairan dangkal dan amplitudo M4 yang diberikan adalah:
……… (2.15)
Dimana:
x adalah jarak peninjauan muara sungai tiap titik (m)
AM2 adalah amplitudo komponen pasut akibat gaya tarik Bulan (m)
h adalah kedalaman aliran (m) g adalah percepatan gravitasi (m/s2)
T adalah priode pasut lunar quarter-diurnal (6.21 jam).
Dengan demikian, Amplitudo M4 bertambah karena jarak meningkat sepanjang saluran. Luas kwartal diurnal juga bertambah jika kedalaman saluran tersebut kecil, dan sebagai luas dari komponen semi-diurnal.
h g T h A x h T A x A M M M 4 3 4 . 3 22 22 4 = λ =
DT t h g T h A x t A t A M M S + + + = 21 . 6 2 sin 4 3 42 . 12 2 sin 12 2 sin 2 2 2 2 π π π DT t h t h t h t h( )= S2( )+ M2( )+ M4( )+
Kenaikan muka air akibat komponen M4 yang dihasilkan adalah sebagai berikut :
hM4(t) = AM4sin (2π t / TM4) ……….. (2.16)
Dimana :
h M4 (t) adalah Tinggi muka air akibat amplitudo M4 tiap waktu t (m)
AM4 adalah amplitudo seperampat pasut diurnal pengaruh Bulan (lunar quarter-diurnal)
(dari persamaan 2.17)
TM4 adalah periode pasut lunar quarter-diurnal (6.21 jam)
Maka kenaikan muka air pasut pada muara sungai dirumuskan oleh Pugh (2004) adala sebagai berikut:
… (2.17)
Dimana :
h(t) adalah naik muka air pasut tiap waktu pada muara sungai (m) hM2 adalah naik muka air pasut pengaruh bulan (lunar semidiurnal)
hS2 adalah naik muka air pasut pengaruh matahari (solar semidiurnal)
hM4 adalah amplitudo lunar quarter-diurnal
DT adalah naik muka air rata-rata pasut estuari
Naik muka air pasut akibat pengaruh benda-benda langit dapat dilihat pada gambar berikut ini.
Gambar 2.9. Kurva pasut (Thabet, 1980)
Variasi yang terus menerus dari tinggi dan bentuk pasut dikaitkan dengan gerakan yang kompleks dari bumi (mengelilingi matahari dan revolusi terhadap sumbunya) dan bulan (mengelilingi bumi). Selain bulan, interaksi antara bumi dan matahari juga mempengaruhi fenomena pasut, namun interaksi antara bumi dan bulan, dalam hal ini adalah gaya tarik/gravitasi bulan, lebih besar daripada gaya tarik matahari. Hal ini diakibatkan jarak bumi dan bulan (rata-rata 381.160 km) yang jauh lebih dekat dibandingkan jarak bumi dan matahari (rata-rata 149,6 juta km) meskipun massa bulan jauh lebih kecil daripada massa matahari. Karena jarak lebih menentukan daripada massa, maka bulan mempunyai peran yang lebih besar daripada matahari dalam menentukan pasut. Gaya tarik bulan yang mempengaruhi pasang surut besarnya kurang lebih 2,2 kali lebih kuat daripada gaya tarik matahari. Hal ini mengakibatkan air laut, yang menyusun 71% permukaan bumi, menggelembung pada sumbu yang menghadap ke bulan. Pasang surut terbentuk karena rotasi bumi yang berada di bawah muka air yang menggelembung ini, yang mengakibatkan kenaikan dan penurunan permukaan laut di wilayah pesisir secara periodik. Gaya tarik gravitasi matahari juga memiliki efek yang sama namun dengan derajat yang lebih kecil Dengan memahami mekanisme pokok yang terlibat, berbagai teori dan teknik dikembangkan untuk melakukan peramalan pasut.
2.3 Arus Pasang Surut (Tidal Current) Muara Sungai
Arus pasut adalah aliran air dalam arah horizontal yang periodik yang merupakan respon terhadap naik turunnya elevasi muka air yang disebabkan pasang surut.
Arus di estuari terutama disebabkan oleh kegiatan pasang surut dan aliran sungai. Arus biasanya terdapat pada kanal (saluran), tetapi dalam kanal ini, kecepatan arus dapat mencapai beberapa mil per jam. Kecepatan tertinggi terjadi pada bagian tengah kanal, dimana hambatan gesek dengan dasar dan sisi tepian yang paling kecil. Walaupun estuaria merupakan tempat keseluruhan sedimen mengendap seperti dibicarakan diatas, kanal dimana arus terpusat seringkali merupakan tempat erosi yang sangat mencolok. Untuk kebanyakan estuaria, pada bagian hulu terjadi masukan air tawar yang terus menerus. Sebagian air tawar ini bergerak ke hilir estuaria, bercampur sedikit atau banyak dengan air laut. Sebagian besar air ini pada akhirnya mengalir keluar estuaria atau menguap untuk mengimbangi air berikutnya yang masuk dibagian hulu. Selang waktu yang dibutuhkan sejumlah massa air tawar untuk dikeluarkan dari estuari disebut penggelontoran (flushing time). Selain waktu ini dapat menjadi tolak ukur keseimbangan suatu sistem estuaria. Waktu penggelontoran yang lama, penting artinya untuk pemeliharaan komunitas plankton estuari.
Di daerah sungai atau selat, dimana arah aliran dibatasi oleh geometri channel, arus pasut bersifat berkebalikan atau reversing, sehingga arah aliran bergantian dalam arah yang hampir berlawanan serta adanya kondisi dimana kecepatan arus sangat kecil pada saat aliran arus berbalik yang dinamakan slack water. Kecepatan arus pasang surut pada masing-masing arah tersebut bervariasi dari kecepatan nol pada saat slack water hingga kecepatan maksimal. Kecepatan arus pasut biasanya berubah-ubah secara kontinu dalam suatu selang waktu tertentu atau sering disebut dalam satu siklus pasut. Kecepatan
arus pasut pada pasut tipe semi diurnal mencapai maksimum sebanyak dua kali dalam satu hari pada arah yang berlawanan serta mencapai kecepatan minimum pada waktu dan arah di antara kedua kecepatan maksimumnya.
Gambaran arus pasut tersebut dapat dilihat pada Gambar 2.9. Gambar tanda panah merepresentasikan kecepatan arus untuk setiap jam. Air pasang biasanya digambarkan di atas garis air slack water dan air surut di gambarkan dibawahnya. Kurva arus pasut terbentuk di sepanjang ujung panah dan memiliki karakteristik yang sama dengan bentuk kurva sinus.
Gambar 2.10 Pola bolak balik arus pasang surut
(Sumber:
http://eezway.org/clinic/Oceanography/Resources/Tides.pdf
)
Keterangan :
• Pada saat pasang, muka air di laut lebih tinggi daripada di estuari dimana gerakan arus pasut memasuki estuari ini disebut flood.
• Pada saat surut muka air di laut lebih rendah daripada di estuari sehingga arus pasut bergerak keluar estuari menuju laut, gerakan keluar estuari ini disebut ebb
2.3.1 Hubungan Debit dan Arus Pasut
Aliran debit (Q m3/detik) adalah laju aliran air (u m/det) (dalam bentuk volume air) yang melewati suatu penampang melintang muara sungai (A m2) per satuan waktu (detik) .
... (2.18) Pertimbangkanlah kedua bagian yang ada pada gambar 2.11 untuk mengisi volume V1 dan V2 dengan waktu t f, pada bagian penampang pipa 1 dan 2 dari A1
dan A2. Kecepatan aliran sebenarnya dapat dihitung dengan :
……….. (2.19)
……….. (2.20)
Dimana U1 dan U2 adalah kecepatan aliran dalam masing – masing pipa 1 dan 2.
diperlihatkan pada gambar berikut ini :
Gambar 2.11 Penampang Pipa
Persamaan 2.28 dan persamaan 2.29 dapat dikembangkan untuk menentukan arus pasang surut pada setiap penampang sebagai produk dari lebar muara (Wx), dan perubahan kedalaman pasang surut per detik (Δhf) terhadap pembagian tiap penampang
panjang muara menuju hulu sungai (A), yang merupakan sebagai kontribusi kecepatan f t A V V U 2 2 1 2 + = A u Q= . f t A V U . 1 1 1=
aliran sungai (Uf), sebagai komponen tidak tetap (mengalir keluar) sama dengan debit
air sungai (Q), yang dibagi dengan tiap luas penampang:
……… (2.21)
Dimana :
Q adalah debit sungai (m3/det)
Wx adalah lebar estuari tiap titik lokasi (m)
Dx adalah kedalaman estuary tiap titik lokasi (m)
pemodelan perubahan volume hulu adalah batimetri muara digunakan untuk menghitung volume air yang keluar melalui tiap penampang muara sungai akibat pasang surut.
………. (2.22)
Δl adalah Panjang muara sungai dari hulu sungai menuju hilir sungai tiap titik peninjauan (m)
Wx adalah lebar muara sungai dari hulu (upstream) hingga hilir (downstream) tiap titik
lokasi (m)
Dimana formula tersebut menghitung volume air yang terkandung per meter untuk tiap kedalaman akibat pasang surut pada muara sungai
Untuk mengetahui kecepatan arus pasut terhadap waktu tiap titik lokasi (U(x,t)) adalah:
……… (2.23)
Dimana:
Δht adalah rentang kedalaman yang terjadi tiap jam akibat pasut (m)
x x f D W Q u = x x x x t D W Q D W h upstream volume t x U = ∆ − 3600 . .. . ) , (
Wx adalah lebar estuari tiap titik lokasi (m)
Dx adalah kedalaman estuary tiap titik lokasi (m)
Q adalah debit sungai (m3/det)
Volume upstream adalah volume sungai menuju mulut estuary (m3 .106)
2.4 Suhu dan Salinitas Estuari 2.4.1 Suhu (Temperature)
Perairan yang ada di dunia memiliki luas permukaan air berkisar 360 juta km2, terdiri dari serangkaian sungai dan laut yang saling berhubungan. untuk memahami distribusi energi panas di muara, perlu untuk mempertimbangkan sumber panas laut di dunia secara keseluruhan. ada aliran energi matahari yang tetap masuk ke bumi sehingga keluar terus-menerus radiasi tersebut dari bumi kembali ke angkasa. Sumber energi panas terbesar adalah panas dari matahari.
Suhu air di estuaria bervariasi dari pada diperairan dekat pantai. Hal ini sebagian karena biasanya di estuari volume air lebih kecil sedangkan luas permukaan lebih besar, dengan demikian pada atmosfer yang ada, air estuaria ini lebih cepat panas dan lebih cepat dingin (fjord, karena dalamnya dan volumenya besar tidak memperlihatkan gejala ini). Alasan lain terjadinya variasi ini ialah masukan air tawar. Air tawar di sungai dan kali lebih dipengaruhi oleh perubahan suhu musiman daripada air laut. Sungai di daerah beriklim sedang suhunya lebih rendah di musim dingin dan lebih tinggi di musim panas daripada suhu air laut didekatnya.
Ketika air tawar masuk estuaria dan bercampur dengan air laut, terjadi perubahan suhu. Akibatnya, suhu perairan estuaria lebih rendah pada musim dingin dan lebih tinggi pada musim panas dari pada perairan di sekitarnya. Skala waktunya menarik karena dapat dilihat dengan perubahan pasang surut, suatu titik tertentu di
estuari karena memperlihatkan variasi suhu yang besar sebagai fungsi dari perbedaan antara suhu air laut dan air sungai.
Suhu juga bervariasi secara vertikal. Perairan permukaan mempunyai kisaran yang terbesar dan perairan yang lebih dalam kisaran suhunya lebih kecil. Pada estuaria baji garam, perbedaan suhu vertikal ini juga memperlihatkan kenyataan bahwa perairan permukaan didominasi air tawar, sedangkan perairan yang lebih dalam didominasi atau seluruhnya terdiri dari air laut.
2.4.2 Kadar Garam (Salinity)
Salinitas permukaan air laut sangat erat kaitannya dengan proses penguapan, salinitas air laut dapat berbeda secara geografis akibat pengaruh curah hujan local, banyaknya air yang masuk ke laut, penguapan dan edaran masa air (King, 1963). Perubahan salinitas pada perairan bebas (laut bebas) adalah relative lebih kecil dibandingkan ke perairan pantai. Hal ini disebabkan karena perairan pantai banyak memperoleh masukan air tawar dari Muara-muara sungai terutama pada waktu musim hujan (Hela dan Laevastu, 1970).
Estuaria dikelilingi daratan pada ketiga sisi. Ini berarti bahwa luas perairan yang diatasnya angin dapat bertiup untuk menciptakan ombak adalah minimal. Dangkalnya perairan di estuaria pada umumnya juga jadi penghalang bagi terbentuknya ombak yang besar. Sempitnya mulut estuaria, diikuti dengan dasar yang dangkal, menghilangkan pengaruh ombak yang masuk ke estuaria dari laut secara cepat. Sebagai akibat proses ini, pada estuaria merupakan tempat yang airnya tenang.
Istilah teknik untuk keasinan lautan adalah halinitas, dengan didasarkan bahwa halida-halida—terutama klorida—adalah anion yang paling banyak dari elemen-elemen terlarut. Dalam oseanografi, halinitas biasa dinyatakan bukan dalam persen tetapi dalam
“bagian perseribu” (parts per thousand , ppt) atau permil (‰), kira-kira sama dengan jumlah gram garam untuk setiap liter larutan. Sebelum tahun 1978, salinitas atau halinitas dinyatakan sebagai ‰ dengan didasarkan pada rasio konduktivitas elektrik sampel terhadap "Copenhagen water", air laut buatan yang digunakan sebagai standar air laut dunia. Pada 1978, oseanografer meredifinisikan salinitas dalam Practical Salinity Units (psu, Unit Salinitas Praktis): rasio konduktivitas sampel air laut terhadap larutan KCL standar. Rasio tidak memiliki unit, sehingga tidak bisa dinyatakan bahwa 35 psu sama dengan 35 gram garam per liter larutan.
Gambar 2.12 Penyebaran Salinitas Laut Permukaan Bumi 2.4.2.1 Pencampuran antara air tawar (sungai) dan air asin (laut)
Secara defenisi dapat pula dikatakan bahwa estuari adalah badan air yang bergerak dinamis sebagai tempat bertemunya air tawar dan air asin (dalam hal ini adalah air laut). Adanya perbedaan karakteristik antara air tawar dan air laut maka pencampuran yang terjadi diantaranya tidak akan terjadi dengan mudahnya, terkadang
pencampuran dapat terjadi dengan sempurna tetapi kadang pula akan terstratifikasi membentuk lapisan tersendiri.
Air laut mengandung sekitar 35 parts per thousand (ppt) garam-garam terlarut termasuk didalamnya Sodium Chloride dan Magnesium Chlorida, yang lebih rapat dibandingkan dengan kandungan air tawar. Karenanya air laut akan memiliki densitas yang lebih berat dibandingkan air tawar pada keadaan suhu yang sama. Air laut dapat menjadi pengantar listrik yang baik dan mempunyai pembiasan cahaya yang lebih kuat dibandingkan air tawar.
Gambar 2.13 Proses Percampuran Air Tawar dan Air Asin
Berdasarkan kekuatan relatif antara pasang surut dan debit sungai, sirkulasi estuari dapat di kelompokkan ke dalam 3 golongan utama, Suripin (2000), yaitu :
1. Estuari sudut asin / (Salt Wegde / Stratified Estuary)
Estuari jenis ini berkembang pada sungai yang bermuara ke laut, yang pasang surutnya sangat rendah dan debit sungai sangat kuat. Antara air asin dan air tawar terjadi gradien rapat massa dan keasinan yang sangat tajam dan membentuk holoklin yang stabil dan kedua jenis massa air akan terpisah, dengan air tawar yang mengalir menuju laut berada pada lapisan air asin, dan lapisan air asin mengalir di bawah air tawar dengan membentuk sudut. Salinitas di lapisan bawah sama dengan salinitas air laut, sedang lapisan atas merupakan air tawar. Arah kecepatan aliran di atas dan di bawah bidang batas berlawanan.
2. Estuari tercampur sebagian (Partially Mixed Estuary)
Estuari tercampur sebagian berkembang pada sungai yang bermuara pada laut dengan pasang surut moderat. Arus pasang surut cukup berpengaruh, dan seluruh massa air bergerak naik dan turun estuari mengikuti naik dan turunnya air, sehingga pada pertemuan air asin atau air tawar menimbulkan geseran pada dasar estuari menimbulkan tegangan geser, dan menimbulkan turbulensi. Terjadi pencampuran air asin ke arah atas dan air tawar ke arah bawah. Air tawar mengalir ke arah laut bercampur dengan air asin dengan proporsi yang lebih tinggi.
3. Estuari tercampur sempurna (Well Mixed Estuary)
Estuari tercampur sempurna biasanya terdapat pada estuari yang lebar dan dangkal, dimana pasang surutnya tinggi, dan arus pasang surut lebih kuat dibandingkan dengan aliran sungai, kolom air menjadi tercampur secara keseluruhan, tidak terjadi bidang batas antara air asin dan air tawar. Distribusi salinitas dalam arah vertikal adalah sama atau pada estuari jenis ini hamper tidak terjadi variasi salinitas ke arah vertikal. Variasi salinitas hanya terjadi sepanjang estuari, tanpa stratifikasi vertikal dan lateral.
Pencampuran antara air tawar (sungai) dan air asin (laut) ini dapat silihat dari tipe estuari yang ditunjukkan oleh Uncles dkk (1983) yang menyatakan suatu tipe estuari yang tergantung pada rasio aliran (P) dari suatu estuari tersebut dengan persamaan sebagai berikut:
……… (2.24)
Dimana:
R adalah aliran sungai (m/s)
t U A
R P=
A adalah luas penampang dari estuary (m2)
Ut adalah kecepatan rata – rata arus pasut estuari (m/s)
Uncles dkk memberikan batasan untuk tipe estuari adalah:
Jika P < 0.01, maka estuari tergolong tercampur sempurna (Well Mixed Estuary) Jika P > 0.1, maka tergolong estuari stratifikasi (Stratified Estuary)
2.4.3 Distribusi Gaussian
Suatu model untuk memprediksi parameter suhu pada muara sungai digunakan distribusi Gaussian tergantung pada asumsi dari suatu proses variasi penyebaran terhadap waktu (Lewis, 1997). Distribusi dalam arah tertentu sering memiliki bentuk ukuran yang mungkin mirip fungsi Gaussian, dan penyebaran distribusi yang dapat dinyatakan oleh variasinya. Hal ini biasanya untuk menggambarkan perubahan parameter suhu (σx), dari distribusi konsentrasi sebagai berikut:
……….. (2.25)
Dimana C (x) adalah konsentrasi pada setiap posisi x. dalam ekspresi ini penyebut melambangkan jumlah total zat dalam bagian.
ekspresi ini dapat dinormalisasi untuk menghasilkan distribusi tentang kesatuan dengan hanya menghapus pengali untuk memberikan (gambar 2.12)
………. (2.26)
Distribusi ini dapat digunakan sebagai penyebaran energi panas dan salinitas yang
terjadi di lingkungan estuari.
− = 22 2 exp 2 1 ) ( x x x x C σ πσ − = 22 2 exp ) ( x x x C σ
Gambar 2.14 Penyebaran Gaussian Untuk Parameter Badan Air • Suhu muara sungai
suhu air di estuari bervariasi sepanjang siklus pasang surut di setiap lokasi muara sungai, akibat adanya perbedaan antara suhu air asin (laut) dan air tawar (sungai). Secara umum ada dua kasus yang biasanya terjadi pada muara sungai:
a. Kasus musim dingin suhu memanjang (longitudinal temperature winter case)
Pada musim dingin, suhu air laut , Ts 0 C biasanya lebih hangat dari pada
suhu air sungai, TR0 C, sehingga suhu air berkurang dalam bagian hulu. Persamaan
2.32 dapat digunakan untuk menguraikan distribusi yang ada sebagai kurva Gaussian:
……….. (2.27)
Dimana:
Ts adalah suhu pada aliran laut (°C)
TR adalah suhu pada aliran sungai (°C)
(
)
R x R S T x T T x T + − − = 22 2 exp ) ( σb. Kasus musim panas suhu memanjang (longitudinal summer case)
Pada musim panas, suhu air laut umumnya lebih dingin dari pada air sungai, sehingga suhu air bertambah pada bagian hilir. Persamaan 2.32 dapat digunakan untuk menguraikan distribusi tersebut sebagai kurva Gaussian.
....……….. (2.28) Dimana:
Ts adalah suhu pada aliran laut (°C)
TR adalah suhu pada aliran sungai (°C)
Seperti yang ditunjukkan pada gambar 2.13, Data tersebut terlihat berhubungan dengan suhu sungai 31 °C dan suhu laut 28 °C hasil dari survei lapangan pada tanggal 15 april 2010 pada Muara Sungai Belawan, dan variansi (σx) 6,500 untuk jarak dalam
km. kasus ini bisa di gunakan di Indonesia yang memiliki iklim tropis.
Gambar 2.15 Variasi Penyebaran Parameter Suhu Estuari S x S R T x T T x T + − − = 22 2 exp ) ( ) ( σ
• Salinitas Muara Sungai
Kadar garam (salinity) dalam sistem estuari berbeda-beda pada sepanjang siklus pasang, dan umumnya bertambah pada air pasang dan berkurang pada saat air surut. Para pakar (mis, Dyer,1986) menghadirkan analisa rincian mengenai distribusi memanjang ini dalam kaitannya dengan keseimbangan kandungan kadar garam dari hilir hingga hulu sungai yang dapat dijelaskan sebagai berikut :
……… (2.29)
Hal ini menjelaskan bahwa pengaruh kecepatan arus pasut tehadap kadar garam dari hilir (sisi kiri pada persamaan 2.37) yang diseimbangkan dengan difusi hulu sungai (sisi kanan pada persamaan 2.37). Pendekatan ini sudah digunakan oleh West dan Williams (1975) dalam Tay Estuary di Skot landia. Kadar garam air laut biasanya berkisar 35 ‰ dan kadar garam berkurang pada bagian hulu sungai. Persamaan 2.32 dapat digunakan untuk menjelaskan variasi kadar garam yang terkandung pada hilir sungai hingga hulu sungai dengan distribusi Gaussian.
……….. (2.30)
Dimana contohnya ditunjukkan dalam gambar 2.14, data tersebut berhubungan dengan kurva yang memiliki variansi (σx = 6,500) untuk jarak dalam kilometer dan S adalah
salinitas yang terkandung pada mulut estuari. = − x s Ks x x s u δ δ δ δ δ δ _ _ − = 22 2 exp ) ( x x S x S σ
Gambar 2.16 Variasi Penyebaran Salinitas Estuari
2.5 Zat Padat Tersuspensi (TSS)
Sedimen merupakan hasil proses erosi, baik berupa erosi permukaan, erosi parit atau jenis erosi tanah lainnya. Karena adanya transpor sedimen dari tempat yang lebih tinggi (hulu) ke daerah hilir dapat menyebabkan pendangkalan estuari, sungai, dan terbentuknya tanah baru di pinggir-pinggir sungai. Dengan demikian proses sedimentasi dapat memberikan dampak yang menguntungkan dan merugikan. Menguntungkan karena pada tingkat tertentu adanya aliran sedimen ke daerah hilir dapat menambah kesuburan tanah serta terbentuknya tanah garapan baru di daerah hilir, dan pada saat yang bersamaan aliran sedimen juga dapat menurunkan kualitas perairan dan pendangkalan badan perairan. Hasil sedimen biasanya diperoleh dari pengukuran sedimen layang dalam sungai (suspended sediment) atau dengan pengukuran langsung di dalam muara sungai.
Zat padat tersuspensi (Total Suspended Solid) umumnya mengandung sedimen yang memiliki diameter butir yang kecil seperti pasir halus, lanau, dan lempung atau
partikel-partikel yang tersuspensi dalam air dan dapat berupa komponen hidup (biotik) seperti fitoplankton, Zat padat tersuspensi merupakan tempat berlangsungnya reaksi-reaksi kimia yang heterogen, dan berfungsi sebagai bahan pembentuk endapan yang paling awal dan dapat menghalangi kemampuan produksi zat organik di suatu perairan. Penetrasi cahaya matahari ke permukaan dan bagian yang lebih dalam tidak berlangsung efektif akibat terhalang oleh zat padat tersuspensi, sehingga fotosintesis tidak berlangsung sempurna. Sebaran zat padat tersuspensi di laut antara lain dipengaruhi oleh masukan yang berasal dari darat melalui aliran sungai, ataupun dari udara dan perpindahan karena resuspensi endapan akibat pengikisan.
2.5.1 Deskripsi umum sedimen
Sedimen merupakan material berupa partikel-partikel yang bergerak akibat aliran air (arus dan gelombang), secara umum angkutan sedimen dibagi menjadi 3 bagian yaitu:
a. Partikel sedimen dasar (Bed load)
Pada kondisi ini pengangkutan material terjadi pada aliran yang mempunyai kecepan aliran yang relatif lambat, sehingga material yang terbawa arus sifatnya hanya menggelinding sepanjang saluran.
b. Partikel sedimen melayang (Suspended load)
Jika kecepatan aliran semakin cepat, gerakan loncatan material akan semakin sering terjadi sehingga apabila butiran tersebut tergerus oleh aliran utama atau aliran turbulen kearah permukaan, maka material tersebut tetap bergerak (melayang) didalam aliran dalam selang waktu tertentu, umumnya pada kondisi ini sedimen yang memiliki
ukuran butiran yang kecil yaitu lanau (silt) dan lempung.(clay)
c. Saltation Load
Pada kondisi ini pengangkutan material terjadi pada aliran yang mempunyai kecepan aliran yang relatif cepat, sehingga material yang terbawa arus membuat loncatan-loncatan akibat dari gaya dorong pada material tersebut, kondisi ini sedimen tidak kontak langsung terhadap dasar saluran dan memiliki ukuran butiran yang sangat kecil seperti coloid.
2.5.2 Karakteristik Sedimen
Material sedimen pada umumnya merupakan campuran beberapa jenis material sehingga sulit memberikan nama menurut jenisnya. Untuk itu diberikan deskripsi mengenai istilah dalam proses sedimentasi agar diperoleh informasi yang objektif sesuai hasil pengamatan di lapangan deskripsi dan istilah tersebut antara lain:
• Ukuran partikel sedimen yaitu menyatakan ukuran panjang diameter butiran sedimen dengan menganggap bahwa bentuk ukuran sedimen adalah bola
• Berat spesifik merupakan berat persatuan volume yang hubungannya dengan densitas (kerapatan)
• Porositas sedimen didefinisikan sebagai harga perbandingan volume udara dalam suatu sampel terhadap jumlah total volume sedimen.
• Kecepatan jatuh adalah bentuk keseimbangan antara gaya gravitasi yang bekerja pada suatu partikel yang kecil yang berbentuk bola (spheric) dalam suatu fluida.
Carefoot dalam Arifin (2008) menyatakan bahwa butiran sedimen dapat dipindahkan dari muara dalam jumlah yang besar karena aktivitas arus dan gelombang yang intensif di muara. Hal ini dapat dilihat dari perubahan garis pantai yang terdekat
dengan muara sungai. Jadi proses erosi, pengangkutan dan pengendapan sedimen tergantung pada dua faktor yaitu sifat fisika kimia sedimen dan kondisi biologi perairan.
Beberapa akibat yang ditimbulkan oleh erosi dan sedimentasi amat mudah ditemukan, antara lain menipisnya permukaan tanah, terjadinya selokan/parit alami, perubahan vegetasi, kekeruhan dan sedimentasi di sungai, rawa, danau, kawasan penampungan air maupun muara-muara sungai di tepi laut (Djunaid et al, 2002).
Para geolog mengembangkan klasifikasi untuk menentukan mana yang termasuk pasir, mana yang termasuk kerikil dan sebagainya. Salah satu klasifikasi yang terkenal adalah skala Wenworth yang mengklasifikasikan sedimen oleh ukuran (dalam millimeter) seperti ditunjukkan dalam tabel 2.4.
Tabel 2.4 Skala Wenworth dari klasifikasi ukuran sedimen
Deskripsi Ukuran Skala Wenworth
Unit Diameter Ukuran
Unified Soil Classification (USC) Phi Ayakan Ayakan
(φ ) d (mm) U.S.
Bongkah (Boulder) Brangkal (Cobble)
-8 256 Brangkal (Cobble) Kasar 76,2 3 in -6 64,0 Kerikil Krakal/Koral (Peeble) Halus (Gravel) -2,25 19,0 ¾ in 4,76 No. 4 -2 4,0
Batu Kerikil (Granule) Kasar
-1 2,0
Sangat Kasar No. 10
Sedang 0 1,0 No. 20 Kasar 1 0,5 Sedang
Pasir 1,25 0,42 No. 40 Pasir
(Sand) 2 0,25 (Sand) Halus Halus 2,32 0,20 No. 100 Sangat Halus 3 0,125 No. 140 3,76 0,074 No. 200 4 0,0625 Lanau (Silt) 8 0,00391
Lempung Lanau atau Lempung
(Clay) 12 0,00024 (Silt or Clay)
Koloid
Dalam skala Wenworth tersebut partikel yang berukuran diantara 0,0625 dan 2 millimeter dianggap sebagai pasir. Material yang lebih halus sebagai lumpur (silt) dan lempung (clay). Sedangkan material yang lebih besar dari pasir disebut krakal/ koral (pebbles) dan brangkal (cobbles). Pada kebanyakan lokasi brangkal (cobbles) adalah material utama yang membentuk pantai, seperti di sepanjang Chesil Beach (England).
Krumbein (1936) mengenalkan skala phi sebagai alternatif penghitungan ukuran. Nilai phi (φ) dihubungkan dengan ukuran butiran sebagai berikut:
φ = − log2d ……… (2.31)
sehingga 2-φ = d; di mana d adalah dihitung dalam millimeter.
2.5.3 Zat Padat Tersuspensi (Total Suspended Solid)
Padatan tersuspensi adalah padatan yang menyebabkan kekeruhan air, tidak larut dan tidak mengendapkan langsung. Padatan tersuspensi terdiri dari partikel-partikel yang ukuran maupun beratnya kecil, misalnya tanah liat, bahan-bahan organik tertentu, sel-sel mikroorganisme dan sebagainya (Fardiaz, dalam Mukminin, 2008).
Masuknya padatan tersuspensi ke dalam perairan dapat menimbulkan kekeruhan air. Hal ini menyebabkan menurunnya laju fotosintesis fitoplankton, sehingga produktivitas primer perairan menurun, yang pada gilirannya menyebabkan terganggunya keseluruhan rantai makanan. Kekuatan dasar untuk mentranspor muatan tersuspensi adalah aliran turbulensi. Partikel tersuspensi dalam air disebut dengan suspensi aqueous. Beberapa muatan tersuspensi aqueous secara aktif saling menukar muatan (pasir halus, lanau dan lempung) dengan substrat (Rifardi, 2008).
Sebagian besar sedimen yang saling bertukar antara sungai dan laut berada dalam bentuk zat padat tersuspensi (total suspended solid). Uncles dkk (2001) menafsirkan bahwa lebih dari 90% dari 18-24 x109 T endapan laut setiap tahunnya
berasal dari sungai ke laut tertahan dalam muara. Konsentrasi SPM estuari tergantung pada batasan pasut dan penggabungan sistem estuari namun juga berubah-ubah akibat siklus pasut sebagai jawaban terhadap masuknya air sungai musiman. Brown (1999) melaporkan bahwa TSS bertambah berkisar 102 mg/dm3 dalam estuari dengan batasan pasang kecil dimana gabungan kekuatan yang pada umumnya lemah, sampai berkisar 104 mg/dm3 dalam estuari dengan batasan pasang besar dimana gabungan kekuatan yang ada lebih besar. Pembahasan mempertimbangkan proses yang menahan, memindahkan, dan mengendapkan partikulat pada sistem estuari. Ada sejarah panjang terhadap penelitian yang dilakukan ke dalam TSS, Humber (Jackon,1964) memperoleh hubungan fungsional untuk konsentrasi yang ada dan lokasi partikulat dalam rangka mengembangkan pemodelan partikel melayang di lingkungan muara sungai.
Suspensi, pemindahan, dan deposisi zat partikulat pada pasang dan sistem estuari dibahas oleh Dyer (1986, 1997) dan Masselink dan Hughes (2003) Secara khusus, pembahasan ini didasarkan atas penafsiran, Markosfsky dkk (1986), Brenon dan Le Hir (1998), Clarke dan Elliott (1998), dan Tatersall dkk (2003). Secara umum besarnya perubahan massa TSS per unit pada dasar saluran yang ada bergabung melalui kolom air (massa beban yang tertahan) yang tergantung pada adveksi, perpaduan, erosi, dan endapan. Proses tersebut dapat dijelaskan dengan persamaan paduan adveksi kedalaman rata-rata untuk endapan yang tertahan (McMamus dan Prandle (1997) dan Bass dkk (2002).
Beban yang tertahan secara sederhana merupakan produk dari kedalaman dan konsentrasi, h C : ……… (2.32) P r x E D x C h K x x C h u t C h − + ∂ ∂ ∂ ∂ + ∂ ∂ = ∂ ∂
Dimana:
C adalah konsentrasi suspensi kedalaman rata-rata (mg/l) h adalah kedalaman (m)
Kx adalah koefisien difusi horizontal
Istilah pertama pada bagian sisi kanan menghadirkan bahan yang berubah ke dalam bagian tertentu dengan gradien konsentrasi horizontal yang dijelaskan dibawah ini. Istilah kedua pada sisi kanan menghadirkan paduan horizontal dan secara umum diabaikan karena gradien konsentrasi horizontal dalam hal ini kecil. Dua istilah yang terakhir pada sisi kanan adalah erosi dan endapan dari sedimen.
2.5.3.1 Erosi partikulat (erosion of particulate)
Partikel padat naik dan pindah ke hilir akibat tekanan fluida yang membuat keseimbangan berat butiran terhadap gaya gravitasi. Kekuatan cairan berasal dari arus pasut. Masalah ini dapat diatasi dengan penentuan nilai tekanan cairan yang mengawali gerakan tersebut dan kuantifikasi profil partikulat dalam kaitannya dengan variabel arus. Penentuan yang paling sederhana untuk tekanan yang dimaksud yang mengalirkan endapan yang ada dikenal dengan hukum tekanan quadratic (Lewis, 1997).
2 u CD ρ τ = ……….. (2.32) Dimana :
τ adalah tegangan geser (n/m2)
ρ adalah densitas air segar (berkisar 1000 kg/m3
) u adalah kecepatan arus pasut (m/s)
Pernyataan tersebut benar untuk arus seperti yang ada pada bilangan Reynolds dan dalam hal ini memadai terhadap terjadinya friksi yang tergantung pada kerasnya permukaan endapan sehingga pengaruh kekentalan dapat diabaikan. Dyer (1986) menjelaskan nilai tersebut untuk CD seperti yang dijelaskan pada Tabel 2.5.
Tabel 2.5 koefisien hambatan (Drag coefficients) berdasarkan partikel dasar saluran saluran muara (Dyer, 1986)
Jenis sedimen CD Lanau berpasir 0.0014 Pasir berlanau 0.0024 Lempung 0.0024 Lempung berpasir 0.0030 Pasir kasar 0.0061 Lempung 0.0022 Pasir berkerikil 0.0024 Pasir halus 0.0026 Kerikil 0.0047
Batas ambang pemindahan endapan tersebut merupakan nilai kritis untuk pengurangan tekanan yang dipindahkan terlebih dahulu, dan secara umum batas ambang tersebut meningkat dengan bertambahnya diameter butiran sedimen yang ada. Dyer (1986) memberikan data koefisien hambatan seperti yang ditunjukkan pada Gambar 2.15 untuk kondisi kritis sebagai satu fungsi kecepatan arus. Data tersebut dihadirkan dengan :
……… (2.33)
Dimana :
D adalah diameter butiran (m)
Gambar 2.17 Grafik Kecepatan Kritis Terhadap Diameter Butir Sedimen
Besarnya erosi partikulat (Ep) dibuat proporsional dengan kelebihan tegangan
geser dasar saluran yang ada (Bass, dkk, 2002).
………. (2.34)
Rumus ini menurut Dyer (1986) sudah digunakan dalam bentuk matematis oleh Odd dan Owen (1972) dan Krone (1976) dengan nilai untuk koefisien erosi (M) dalam batasan 0.0005 – 0.015 kg/m2s dengan suhu tinggi. Baru-baru ini, Brenon dan Le Hir (1998) menggunakan M = 0.001 kg/m2s, Uncles dkk (1992) menggunakan M = 0.00003 kg/m2s1 dan Tattersall dkk (2003) menggunakan M = 0.000035 kg/m2s. (menurut sapa????) 37 . 0 5 . 10 D Ucr = − = 1 cr P M E τ τ
………. (2.35)
Dimana :
koefisien erosi (M) (berkisar 0.0003 kg/m2s) um adalah kecepatan arus pasut maksimum (m/s)
ucr adalah arus batas ambang kritis sebesar 0.2 m/s (lanau), 0.4 m/s (pasir halus), dan 0.6
m/s (pasir sedang).
2.5.3.2 Endapan Partikulat (Deposition of particulate)
Karakteristik hidrodinamik dari proses endapan partikel adalah kecepatan jatuhnya atau fall velocity (w), yang mana adalah kecepatan maksimum yang dicapai oleh suatu partikel akibat gaya gravitasi. Ukuran partikel yang tersuspensi dalam suatu kolom air akan tergantung kepada nilai fall velocity. Untuk suatu ukuran butiran partikel yang besar, akan jatuh dengan cepat dan akan lebih sedikit mendapat tahanan dari air dibandingkan dengan butiran partikel yang lebih halus.
Gambar 2.18 Keseimbangan gaya-gaya yang bekerja pada partikel sedimen
Secara teori di dalam air yang tenang di mana perlawanan yang relevan adalah berat sendiri dari butiran (Ws), gaya apung (FB) dan gaya hela atau drag force (FD)
− = 1 2 2 cr m P u u M E
diberikan oleh fluida. Keseimbangan gaya untuk partikel (dengan gaya yang positif memiliki arah ke bawah) adalah:
……… (2.36)
dimana ρs = berat jenis partikel dan ρ = berat jenis air. adalah volume terhadap
asumsi dari butiran bulat dengan diameter d, dan CD = drag coefficient dari butiran
jatuh. CD diketahui sebagai fungsi dari bilangan Reynolds, yang tidak berdimensi dan
diberikan sebagai berikut ; nilai suatu coefisien kekasaran (CD) =
e R 24
Pada bilangan Reynolds yang rendah, dimana koefisien kekasaran (CD)
tergantung pada kekentalan air (υ) dan ukuran partikel, dengan partikel kuarsa dalam air laut pada suhu berkisar 20 0C dan kadar garam 35‰, maka Dyer, 1986 memberikan suatu nilai kecepatan jatuh partikel suspensi dari keseimbangan gaya-gaya partikel sedimen adalah:
ω = 6000 Ds 2 ……… (2.37) Persamaan 2.37 dikenal pada Huku m Stokes berlaku pada partikel terhadap pasir berukuran sedang dan halus. Nilai tertentu berada pada batasan 0.03 – 3 mms-1 (0.00003 – 0.003 ms-1). Menurut (Brenon dan Le Hir 1998, Bass dkk, 2002).
2.5.3.3 Keseimbangan Konsentrasi (Equilibrium Concentrations)
Untuk mengamati pasang rata-rata yang terjadi terkait dengan besarnya erosi harus membuat keseimbangan antara besarnya endapan sedimen untuk beberapa parameter yang ada sudah diperkenalkan sebelumnya. pada keseimbangan dalam arus
pasang simetris, dari kecepatan arus maksimum dihadirkan dengan simbol um (m/s)
terhadap kecepatan kritis dengan simbol ucr (m/s). menurut uncles dkk, 1998.
………. (2.38)
Dimana:
M adalah koefisien erosi (0.00003 kg/m2s)
Sp adalah parameter suspensi yang tergantung pada tipe estuari, Sp = 2 (estuari
tercampur sempurna), Sp = 4 (estuari tercampur sebagian), dan Sp = 8 (estuari startifikasi).
um adalah kecepatan arus pasut rata-rata maximum (m/s)
ucr adalah kecepatan kritis batas ambang (m/s)
CB adalah latar belakang konsentrasi (mg/l)
Secara terpisah untuk perkiraan pertama, kecepatan arus pasut puncak tergantung pada volume upstream, dan debit air tawar setiap pembagian luas penampang menurut uncles dkk, 1998 adala :
……….. (2.39)
Dimana:
Wx adalah lebar muara sungai setiap titik peninjauan (m)
Dx adalah kedalaman muara sungai tiap titik peninjauan (m)
Am2 adalah amplitudo utama bulan (m)
As2 adalah amplitudo utama matahari (m)
B cr m s p C u u S M C + − = 2 1 2 ω x x m D W jam volume upstream As Am u 3600 / . )) ( 2 ( 15 . 0 2 + 2 =
Kemudian perubahan zat padat tersuspensi yang terjadi sepanjang siklus pasang surut terhadap waktu dapat dirumuskan dengan fungsi kosinus menurut uncles dkk, 1998 adalah:
……….. (2.40)
Dimana:
C adalah konsentrasi suspensi normal (mg/l)
CB adalah latar belakang konsentrasi sedimen suspensi (mg/l)
2πt adalah kecepatan sudut terhadap waktu (derajat/jam) B B C t C C t C + + − = 21 . 6 2 cos 1 2 ) ( π
