5 BAB II
TINJAUAN PUSTAKA
2.1 Morfologi Pantai
Daerah daratan adalah daerah yang terletak di atas dan dibawah permukaan darat dimulai dari batas garis pasang tertinggi. Daerah lautan adalah daerah yang terletak di atas dan di bawah permukaan laut dimulai dari sisi laut pada garis surut terendah, termasuk dasar laut dan bagian bumi di bawahnya. Pesisir adalah daerah darat di tepi laut yang masih mendapat pengaruh laut seperti pasang surut, angin laut dan perembesan air laut. Pantai adalah daerah di tepi perairan yang dipengaruhi oleh pasang tertingggi dan surut terendah. Garis pantai adalah garis batas pertemuan antara daratan dan air laut, dimana posisinya tidak tetap dan dapat berpindah sesuai dengan pasang surut air laut dan erosi pantai yang terjadi. Sempadan pantai adalah kawasan tertentu sepanjang pantai yang mempunyai manfaat penting untuk mempertahankan kelestarian fungsi pantai. Kriteria sempadan pantai adalah daratan sepanjang tepian yang lebarnya sesuai dengan bentuk dan kondisi fisik pantai, minimal 100 m dari titik pasang tertinggi ke arah daratan (Triatmodjo, 1999). Penjelasan mengenai definisi daerah pantai dapat dilihat dalam Gambar 2.1 berikut:
Gambar 2.1. Definisi Daerah Pantai Sumber: Triatmodjo (1999)
Pantai merupakan interaksi dinamis antara air, angin, gelombang serta material (tanah). Angin dan air bergerak (longshore/offshore sediment) membawa material tanah yang menyebabkan pengikisan tanah kemudian mengendapkan kembali di daerah lainnya. Hal itu menyebabkan perubahan garis pantai.
6 2.2 Bangunan Pelindung Pantai
Bangunan pantai digunakan untuk melindungi pantai terhadap kerusakan karena serangan gelombang dan arus (Triatmodjo,1999). Sesuai dengan fungsinya, bangunan pantai diklasifikasikan menjadi 3 kelompok, yaitu:
1. Konstruksi yang dibangun di pantai dan sejajar dengan garis pantai, misalnya dinding pantai (revertmen) dan tembok laut (seawall).
2. Konstruksi yang dibangun kira-kira tegak lurus pantai dan tersambung ke pantai, misalnya groin dan jetty.
3. Konstruksi yang dibangun di lepas pantai dan kira-kira sejajar garis pantai, misalnya pemecah gelombang (breakwater).
2.2.1 Groin
Groin adalah bangunan pelindung pantai yang biasanya dibuat tegak lurus garis pantai, dan berfungsi untuk menahan transpor sedimen sepanjang pantai, sehingga bisa mengurangi atau menghentikan erosi yang terjadi, seperti ditunjukkan pada Gambar 2.2. (Triatmodjo, 1999).
Struktur groin dibagi menjadi 2 bagian yaitu diffracting dan nondiffracting. Non-diffracting groyne merupakan kondisi groin yang tidak mengalami diffraksi dan merupakan jenis bangunan permeable yang memungkinkan sebagian dari transpor sedimen sepanjang pantai melewati groin sehingga menyebabkan pengendapan pasir pada kedua sisi groin. Sedangkan diffracting groyne merupakan kondisi groin yang mengalami diffraksi dan merupakan jenis bangunan impermeable yang tidak mengijinkan adanya transpor sedimen sepanjang pantai melewati groin.
Groin non-diffracting biasanya memiliki panjang yang relatif lebih pendek jika dibandingkan dengan groin diffracting. Groin diffracting memiliki panjang yang menutupi lebar surfzone dimana ujung groin menyebabkan terjadinya difraksi gelombang. Sedangkan Groin non-diffracting memiliki panjang groin yang tidak menutupi surfzone sehingga panjang groinnya lebih pendek jika dibandingkan dengan groin diffracting.
7 Gambar 2.2. Groin dan Perubahan Garis Pantai yang Ditimbulkannya
Sumber: Triatmodjo (1999)
Perlindungan pantai dengan menggunakan satu buah groin biasanya kurang efektif. Biasanya perlindungan pantai dilakukan dengan membuat seri bangunan yang terdiri dari beberapa groin yang ditempatkan dengan jarak tertentu, seperti pada gambar 2.3. Dengan menggunakan satu sistem groin perubahan garis pantai yang terjadi tidak terlalu besar.
Mengingat transpor sedimen sepanjang pantai terjadi di surf zone, maka groin akan lebih efektif menahan sedimen apabila bangunan tersebut menutup seluruh lebar surf zone, dengan kata lain panjang groin sama dengan lebar surf zone. Pada umumnya panjang groin adalah 40 sampai 60 persen dari lebar rerata surf zone, dan jarak antara groin adalah antara satu dan tiga kali panjang groin. Nilai-nilai tersebut diatas dapat digunakan sebagai pedoman awal dalam perencanaan (Triatmodjo, 1999).
Gambar 2.3.Seri Groin dan Perubahan Garis Pantai yang Ditimbulkan Sumber: Triatmodjo (1999)
Groin dapat dibedakan menjadi beberapa tipe yaitu tipe lurus I, tipe T dan Tipe L seperti ditunjukan pada gambar 2.4. Menurut konstruksinya groin dapat berupa tumpukan batu, kaison beton, turap, tiang yang dipancang berjajar, atau tumpukan buis beton yang didalamnya diisi beton. Elevasi puncak sepanjang
8 groin dapat dibuat horizontal atau menurun ke arah laut, yang tergantung pada fungsi (pasir dimungkinkan melompati groin atau tidak) dan pertimbangan biaya.
Gambar 2.4.Tipe Groin Sumber: Triatmodjo (1999) 2.3 Teori Dasar Gelombang
Gelombang di laut terbagi menjadi gelombang angin yang dibangkitkan oleh tiupan angin di permukaan laut, gelombang pasang surut dibangkitkan oleh gaya tarik benda-benda langit terutama matahari dan bulan terhadap bumi, gelombang tsunami terjadi karena letusan gunung berapi atau gempa di laut, gelombang yang dibangkitkan oleh kapal yang bergerak (Triatmodjo, 1999).
Pada umumnya gelombang terjadi karena hembusan angin di permukaan air laut. Daerah di mana gelombang itu dibentuk disebut daerah pembangkitan gelombang (wave generating area). Gelombang yang terjadi di daerah pembangkitan disebut sea, sedangkan gelombang yang terbentuk di luar daerah pembangkitan disebut swell. Ketika gelombang menjalar, partikel air di permukaan bergerak dalam suatu lingkaran besar membentuk puncak gelombang pada puncak lingkarannya dan lembah pada lintasan terendah. Di bawah permukaan, air bergerak dalam lingkaran-lingkaran yang makin kecil. Saat gelombang mendekati pantai, bagian bawah gelombang akan mulai bergesekan dengan dasar laut yang menyebabkan pecahnya gelombang dan terjadi putaran pada dasar laut yang dapat membawa material dari dasar pantai serta menyebabkan perubahan profil pantai.
9 Gambar 2.5 Gerak Partikel Air di Laut Dangkal,Transisi dan Dalam
Sumber: Triatmodjo (1999)
Ada beberapa teori yang menggambarkan bentuk gelombang yang sederhana dan merupakan pendekatan dari alam. Teori yang sederhana adalah teori gelombang linier. Menurut teori gelombang linier, gelombang berdasarkan kedalaman relatifnya dibagi menjadi tiga yaitu deep water (gelombang di laut dangkal), transitional water (gelombang laut transisi), shallow water (gelombang di laut dalam) (Nur Yuwono, 1982). Klasifikasi dari gelombang ditunjukkan sebagai berikut:
Tabel 2.1. Klasifikasi Gelombang Menurut Teori Gelombang Linier.
Klasifikasi d/L 2π d/l Tan h (2π d/L)
Gelombang Laut Dalam > 1/2 > π ≈ 1
Gelombang Laut Transisi 1/25 s/d 1/2 ¼ s/d π tan h (2π d/l) Gelombang Laut Dangkal < 1/25 < 1/4 ≈ 2π d/l Sumber: Nur Yuwono (1982)
2.3.1 Kecepatan Rambat dan Panjang Gelombang
Teori Gelombang Airy (teori amplitudo kecil) diturunkan berdasarkan persamaan Laplace untuk aliran tak rotasi (irrotational flow) dengan kondisi batas di dasar laut dan di permukaan air. Terdapat beberapa anggapan yang digunakan untuk menurunkan persamaan gelombang adalah sebagai berikut (Triatmodjo, 1999).
1. Zat cair adalah homogen dan tidak termampatkan, sehingga rapat masa adalah konstan.
2. Tegangan permukaan diabaikan.
3. Gaya coriolis (akibat perputaran bumi di abaikan).
10 5. Zat cair adalah ideal, sehingga berlaku aliran tak rotasi.
6. Dasar laut adalah horizontal, tetap dan impermeable sehingga kecepatan vertikal di dasar adalah nol.
7. Amplitudo gelombang kecil terhadap panjang gelombang dan kedalaman air.
8. Gerak gelombang berbentuk silinder yang tegak lurus arah penjalaran gelombang sehingga gelombang adalah dua dimensi.
Gambar 2.6. menunjukkan suatu gelombang yang berada pada system koordinat x-y. Gelombang menjalar pada sumbu x. Beberapa notasi yang digunakan di dalam perhitungan Gelombang Airy adalah :
d : jarak antara muka air rerata dan dasar laut (kedalaman laut) η(x,t) : fluktuasi muka air terhadap muka air diam = η = a cos (kx – 𝜍t) a : amplitudo gelombang
H : tinggi gelombang = 2a
L : panjang gelombang, yaitu jarak antara dua puncak gelombang yang berurutan
T : Periode gelombang, yaitu interval waktu yang diperlukan oleh partikel air untuk kembali pada kedudukan yang sama dengan kedudukan sebelumnya
C : Kecepatan rambat gelombang = L/T k : angka gelombang = 2𝜋/L
𝜍 : frekuensi gelombang = 2𝜋/T g : gravitasi = 9,81 m/d2
Hubungan cepat rambat gelombang dengan panjang gelombang dan kedalaman adalah : C = 𝑔𝑇 2𝜋 tanh 2𝜋𝑑 𝐿 (2.1)
Dan hubungan panjang gelombang sebagai fungsi kedalaman adalan: L = 𝑔𝑇
2
2𝜋 tanh 2𝜋𝑑
11 Gambar 2.6 Sketsa definisi gelombang
Sumber: Triatmodjo (1999) 2.3.2 Energi Gelombang
Energi gelombang adalah jumlah dari energi kinetik dan energi potensial gelombang. Energi kinetik adalah energi yang disebabkan oleh kecepatan partikel air karena adanya gerak gelombang. Energi potensial adalah energi yang dihasilkan oleh perpindahan muka air karena adanya gelombang.
Untuk teori gelombang Airy, jika energi potensial ditetapkan relatif terhadap muka air diam, dan semua gelombang menjalar dalam arah yang sama, maka komponen energi potensial dan kinetik adalah sama (Triatmodjo,1999). Dapat dirumuskan bahwa besar energi gelombang adalah sebagai berikut:
Et = Ek + Ep (2.3)
dengan:
Et = energi total
Ek = energi kinetik
Ep = energi potensial
Energi kinetik dan energi potensial dapat dirumuskan sebagai berikut: Ek = 𝜌𝑔 𝐻2𝐿 16 (2.4) Ep = 𝜌𝑔 𝐻2𝐿 16 (2.5)
Jadi energi kinetik dan potensial adalah sama, dan energi total tiap satuan lebar adalah:
E = Ek + Ep =
𝜌𝑔 𝐻2𝐿
12 Energi gelombang adalah berubah dari satu titik ke titik yang lain sepanjang satu panjang gelombang, dan energi rerata satu satuan luas adalah:
E = 𝐸
𝐿 = 𝜌𝑔 𝐻2
8 (2.7)
Tenaga gelombang adalah energi gelombang tiap satuan waktu yang menjalar dalam arah penjalaran gelombang. Tenaga dapat dirilis sebagai hasil kali dari gaya yang bekerja pada bidang vertikal yang tegak harus penjalaran gelombang dengan kecepatan partikel melintasi bidang tersebut. Tenaga Gelombang dapat dirumuskan menjadi sebagai berikut:
P = 𝑛𝐸 𝑇 = 𝑛 𝐸 𝐿 𝑇 (2.8) dengan: n = 1 2 (1+ 2𝑘𝑑 sinh 2𝑘𝑑 ) (2.9)
Hubungan antara nilai n dan kedalaman relatif ditunjunkan dalam parameter fingsi kedalaman relatif Tabel L-1 (Triatmodjo, 1999) di mana nilai n naik dari 0,5 di laut dalam menjadi 1,0 di laut dangkal. Dan bila ditinjau penjalaran dalam suatu titik, peramaan dapat ditulis:
n0𝐸 L0 0 = n 𝐸 L
0,5𝐸 L0 0 = n 𝐸 L (2.10)
2.3.3 Hindcasting Gelombang
Hindcasting adalah salah satu cara peramalan gelombang dengan melakukan pengolahan data angin berdasarkan kondisi/keadaan metereologi di masa yang telah lewat (Subdit Rawa dan Pantai, 1997 dalam Kadek Oka Mahendra, 2011). Objek gelombang yang akan diramal merupakan gelombang laut dalam suatu perairan dan dibangkitkan oleh angin, yang merambat kearah pantai lalu pecah beriringan dengan semakin dangkalnya perairan menuju ke pantai. Dari peramalan gelombang akan menghasilkan data tinggi dan periode gelombang pada setiap data angin. Adapun data yang dibutuhkan dalam peramalan gelombang berupa data angin rata – rata per jam yang dikonversi menjadi wind stress factor (Ua), panjang fetch efektif dan lama hembus angin
13 A. Faktor Tekanan Angin
Pada peramalan gelombang, digunakan data angin di permukaan laut pada lokasi pembangkitan. Data peramalan gelombang diperoleh melalui pengukuran angin langsung di atas permukaan laut ataupun pengukuran angin di darat di dekat lokasi peramalan yang dikonversi menjadi data angin laut. Adapun konversi – konversi kecepatan angin adalah sebagai berikut:
1) Konversi berdasarkan elevasi
Didapati beberapa rumus dan grafik untuk memprediksi gelombang didasarkan pada kecepatan angin yang diukur pada y = 10m. Apabila angin tidak diukur pada elevasi y = 10m, maka perlu dikonversi pada kecepatan tersebut. Maka dari itu digunakan persamaan 2.11.
U(10) = U(y) 10 𝑦 1/7 (2.11) dengan:
U(10) = kecepatan angin pada ketinggian 10m.
2) Konversi berdasarkan Kecepatan Angin
Pada umumnya pengukuran angin dilakukan di daratan, sedangkan di dalam rumus–rumus pembangkitan gelombang digunakan data angin di atas permukaan laut. Oleh sebab itu diperlukan konversi dari data angin di daratan yang dekat dengan lokasi pengamatan dengan data angin di permukaan laut. Dapat ditunjukan hubungan antara data angin di daratan dan data angin di atas permukaan laut melalui persamaan 2.12 sebagai berikut:
U = RT. RL.U(10) (2.12)
dengan:
RT = konversi akibat perbedaan temperature udara dan air
RL= konversi akibat pencatatan angin di daratan (Lampiran A.2)
RL= UW/UL.
U(10) = kecepatan angin pada ketinggian 10m.
a) Faktor Tegangan Angin
Pada rumus–rumus dan grafik pembangkit gelombang mengandung variabel UA yang merupakan faktor tegangan angin (wind stress factor)
14 yang dapat dihitung dari kecepatan angin. Kecepatan angin dikonversikan pada faktor tegangan angin dengan persamaan 2.13 sebagai berikut:
UA = 0.71 U1,23 (2.13)
dengan:
UA = kecepatan angin dalam m/d.
B. Fetch
Fetch adalah panjang daerah dimana angin dapat berhembus dengan kecepatan dan arah konstan. Di dalam tinjauan pembangkitan gelombang di laut, fetch dibatasi oleh daratan yang mengelilingi laut. Di dalam pembentukan gelombang, gelombang tidak hanya dibangkitkan dalam arah yang sama dengan arah angin tetapi juga dalam berbagai sudut terhadap arah angin (Triatmodjo, 1999). Fetch rerata efektif diberikan oleh persamaan berikut:
(2.14)
dengan:
Feff : Fetch rerata efektif (m)
Xi : Panjang segmen fetch yang diukur dari titik observasi gelombang ke
ujung akhir fetch (m)
α : Deviasi pada kedua sisi dari arah angin, dengan menggunakan pertambahan 60 sampai 420 pada kedua sisi dari arah angin.
2.3.4 Deformasi Gelombang
Gelombang merambat dari laut dalam ke laut dangkal. Selama penjalaran tersebut, gelombang mengalami perubahan-perubahan atau disebut deformasi gelombang. Deformasi gelombang dapat disebabkan karena variasi kedalaman air laut dan juga karena terdapatnya rintangan (pantai atau bangunan pantai).
Apabila suatu gelombang bergerak menuju pantai, gelombang tersebut akan mengalami perubahan bentuk yang disebabkan oleh proses refraksi, pendangkalan gelombang, difraksi, dan refleksi (Triatmodjo, 1999).
F
eff=
𝑋𝑖 cos 𝛼 cos 𝛼
15 A. Refraksi Gelombang
Refraksi terjadi dikarenakan adanya pengaruh perubahan kedalaman laut. Refraksi dan pendangkalan gelombang (Wave Shoaling) dapat menentukan tinggi gelombang di suatu tempat berdasarkan karakteristik gelombang datang. Refraksi mempunyai pengaruh yang cukup besar terhadap tinggi dan arah gelombang serta distribusi energi gelombang di sepanjang pantai. (Triatmodjo, 1999).
a) Tinggi Gelombang
Tinggi gelombang akibat pengaruh refraksi gelombang dan pendangkalan (wave shoaling), diberikan oleh rumus :
(2.15) dengan :
H : Tinggi gelombang akibat pengaruh refraksi H0 : Tinggi gelombang laut dalam (m)
Ks : Koefisien pendangkalan (Shoaling), berdasarkan Tabel L-1
(Triatmodjo, 1999) Kr : Koefisien refraksi
b) Koefisien Refraksi
(2.11) Dimana pada hukum Snell berlaku apabila ditinjau gelombang di laut dalam dan di suatu titik yang ditinjau, yaitu:
H = Ks x Kr x H0
Kr = cos 𝛼0
16 Sin α = 𝐶
𝐶𝑜 sin α0 ( 2.17)
Gambar 2.7 Hukum Snell Untuk Refraksi Gelombang Sumber: Triatmodjo (1999)
dengan :
Kr : Koefisien refraksi
α : Sudut antara garis puncak gelombang dan garis kontur dasar laut di titik yang ditinjau
B. Gelombang Pecah
Gelombang yang merambat dari laut dalam menuju pantai mengalami perubahan bentuk karena adanya pengaruh perubahan kedalaman laut. Perubahan tersebut ditandai dengan puncak gelombang semakin tajam sampai akhirnya pecah pada kedalaman tertentu (Triatmodjo, 1999). Kedalaman gelombang pecah (db)
dan tinggi gelombang pecah (Hb) dapat dihitung dengan rumus sebagai berikut:
(2.18) Parameter Hb/Ho’ disebut dengan indeks tinggi gelombang pecah. Pada
Lampiran A.3 Grafik penentuan tinggi gelombang pecah (Hb) menunjukkan
hubungan antara Hb/Ho’ dan Ho/Lo’ untuk berbagai kemiringan dasar laut. Pada
Lampiran A.4 Grafik penentuan kedalaman gelombang pecah (db) menunjukkan
𝐻𝑏 𝐻0 ′
=
1 3,3 𝐻 𝑜 ′
17 hubungan antara db/Hb dan Hb/gT2 untuk berbagai kemiringan dasar (Triatmodjo,
1999). Sehingga dapat dituliskan dalam bentuk rumus berikut:
𝑑𝑏 𝐻𝑏 = 1 𝑏−(𝑎 𝐻 𝑏 𝑔𝑇 2) (2.19) Dengan a dan b merupakan fungsi kemiringan pantai m dan diberikan oleh persamaan berikut:
(2.20) (2.21)
C. Difraksi Gelombang
Difraksi terjadi apabila tinggi gelombang di suatu titik pada garis puncak gelombang lebih besar daripada titik didekatnya, yang menyebabkan perpindahan energi sepanjang puncak gelombang ke arah tinggi gelombang yang lebih kecil. Difraksi gelombang terjadi apabila gelombang datang terhalang oleh suatu pemecah gelombang atau pulau, maka gelombang tersebut akan membelok di sekitar ujung rintangan dan masuk ke daerah terlindung di belakangnya. Perbandingan antara tinggi gelombang di titik yang terletak di daerah terlindung dan tinggi gelombang datang disebut koefisien Refraksi K’ (Triatmodjo, 1999), dapat dijelaskan dalam persamaan sebagai berikut:
HA = K’ HP (2.22)
K’ = f (θ, β, r/L) (2.23)
dengan:
HA = Tinggi gelombang di belakang rintangan
HP = Tinggi gelombang di ujung pemecah gelombang
K’ = Koefisien Refraksi
2.4 Teori Dasar Angkutan Sedimen
Sedimentasi terjadi akibat adanya gelombang yang datang dan membentuk sudut terhadap garis pantai, sehingga mengakibatkan lepasnya sedimen pada suatu daerah pantai dan berpindah sejajar arah pantai tersebut ke daerah pantai lain kemudian mengendap dan terjadilah sedimentasi.
a = 43.7 (1 - 𝑒−19𝑚)
b = 1,56
18 Sedimentasi pantai dapat berasal dari erosi garis pantai itu sendiri, dari daratan yang dibawa oleh sungai, dan dari laut dalam yang terbawa arus ke daerah pantai. Sifat-sifat sedimen pantai dapat mempengaruhi laju transpor sedimen di sepanjang pantai. Sifat-sifat tersebut adalah ukuran partikel, rapat massa, berat jenis, kecepatan endap. Di antara beberapa sifat tersebut, distribusi ukuran butir adalah yang paling penting.
Transpor sedimen pantai adalah gerakan sedimen di daerah pantai yang disebabkan oleh gelombang dan arus yang dibangkitkannya. Transpor sedimen dibedakan menjadi 2 macam yaitu: transpor menuju dan meninggalkan pantai (onshore-offshore transport) yang mempunyai arah rata-rata tegak lurus garis pantai, sedangkan transpor sepanjang pantai (longshore transport) mempunyai arah rata-rata sejajar pantai. (Triatmodjo, 1999)
Pada komponen tegak lurus, sedimen pada dasar laut terangkut dan membawa sedimen ke daerah pantai sehingga terjadi sedimentasi/akresi pada garis pantai. Pada komponen sejajar garis pantai, sedimen akan terangkut oleh arus sepanjang pantai sampai ke lokasi yang cukup jauh sehingga di lokasi tertentu terjadi kemunduran garis pantai dan pada lokasi tertentu terjadi sedimentasi, contohnya di muara sungai, teluk.
Transpor sedimen sepanjang pantai dapat dihitung dengan rumus sebagai berikut: Qs = K.Pin (2.24) Pi = 𝜌.𝑔 8 Hb 2 . Cb sin αb cos αb (2.25) Keterangan:
Qs = Angkutan sedimen sepanjang pantai (m/hari)
Pi = Komponen fluks energi gelombang sepanjang pantai pada saat pecah (Nm/d/m)
ρ = Rapat massa air laut (kg/m) Hb = Tinggi gelombang pecah (m)
Cb = Cepat rambat gelombang pecah (m/d) = 𝑔𝑑 αb = Sudut datang gelombang pecah
19 Rumus angkutan sedimen sepanjang pantai menurut CERC (Coastal Engineering
Research Center) memberikan hub berikut :
Qs = 0,014. 𝐻𝑏2 . Cb. 𝐾𝐾𝐵𝑅2 sin αb cos αb (2.26)
dengan Qs mempunyai satuan m3/detik. Apabila dikehendaki Qs dalam m3/tahun maka persamaan tersebut menjadi :
Qs = 0,44.106. 𝐻𝑏2 . Cb. 𝐾𝐾𝐵𝑅2 sin αb cos αb (2.27)
CERC memberikan transport sediment total. Distribusi transpor sedimen pada lebar surf zone, dimana transpor sedimen terjadi, tidak dapat diketahui. Hal ini menyebabkan terbatasnya pemakaian rumus tersebut pada pantai yang mempunyai groin pendek. Selain itu rumus CERC tidak memperhitungkan sifat-sifat sedimen dasar. Rumus tersebut diturunkan untuk pantai yang terdiri dari pasir agak seragam dengan diameter rerata bervariasi dari 0,175 mm sampai 1mm. Oleh karena itu rumus tersebut bisa digunakan untuk pantai lain yang memiliki sedimen dengan sifat serupa (Arrafat, 2011).
Koefisien CERC sendiri masih dalam perdebatan, hal itu dikarenakan belum adanya persetujuan dari para ahli. Adapun sebagai gambaran nilai koefisien CERC dapat dilihat pada Tabel 2.2.
Tabel 2.2 Koefisien CERC
No. Penemu Jenis
Gelombang
Koefisien CERC A’(m3
/det) A”(m3/tahun)
1. Original CERC Hs 0,014 0,44. 10 6 Hrms 0,028 0,88. 10 6 2. SPM (1975) Hs 0,025 0,79. 106 3. Komar (1976) Hrms 0,049 1,55. 10 6 4. Svasek Hrms 0,039 1,23. 10 6 5. Delft University of Hrms 0,039 1,23. 10 6 Sumber: Yuwono (1982)
2.5 Teori Dasar Perubahan Garis Pantai
Perubahan profil pantai sangat dipengaruhi oleh angkutan sedimen sepanjang pantai yang kemudian akan membentuk pantai kembali sebagai akibat adanya gelombang. Perubahan garis pantai dapat menyebabkan kerusakan yang menimbulkan dampak negatif seperti hilangnya fasilitas umum dan berkurangnya keindahan pantai sebagai tempat wisata.
20 Model perubahan garis pantai dengan GENESIS didasarkan pada persamaan kontinuitas sedimen dengan membagi pantai menjadi sejumlah ruas (sel). Pada setiap sel ditinjau angkutan sedimen yang masuk dan keluar (Triatmodjo, 1999). Sesuai dengan hukum kekekalan massa, jumlah laju aliran massa netto di dalam sel adalah sama dengan laju perubahan massa di dalam (Triatmodjo, 1999). Laju aliran sedimen netto di dalam sel dapat dirumuskan sebagai berikut :
Mn = ρs (Qm – Qk) = - ρs (Qk - Qm) = - ρs. ΔQ (2.28)
Laju perubahan massa dalam sel tiap satuan waktu adalah Mt =
ρs.V Δ𝑡
(2.29) dimana:
ρs = rapat massa sedimen
Qm = debit sedimen masuk sel
Qk = debit sedimen keluar sel
Gambar 2.3 Pembagian pantai menjadi jumlah sel (Triatmodjo, 1999)
Dengan menyamakan persamaan (2.28) dan (2.29) maka: - ρs. ΔQ =
ρs.V
Δ𝑡 dimana V = d
.
Δy. Δx- ΔQ = d.Δy.Δx
21 Δy Δ𝑡 = - 1 𝑑 ΔQ 𝛿𝑥
(2.30)
Persamaan (2.30) adalah persamaan kontinuitas sedimen; dan untuk sel (elemen) yang kecil dapat ditulis menjadi:
𝛿𝑦 𝛿𝑥 = - 1 𝑑 𝛿Q 𝛿𝑥
(2.31) dimana:
y = jarak antara garis pantai dan garis referensi Q = transport sedimen sepanjang pantai
t = waktu
x = absis searah sepanjang pantai
d = kedalaman air yang tergantung pada profil pantai.
Dalam GENESIS persamaan (2.30) dijabarkan dalam persamaan d = Db + Dc
(CERC, 1991 dalam Deddy Fahamsyah, 2005)
𝛿𝑦 𝛿𝑡 + 1 (𝐷𝑏+𝐷𝑐) 𝛿Q 𝛿𝑥 = 0
(2.32) dimana:
Db = tinggi bahu pantai
Dc = Kedalaman dasar laut, dimana batas profil pergerakan sedimen terjadi,
dari muka air diam
Dalam model perubahan garis pantai dilakukan penyelesaian dengan metoda yang berbeda sehingga dilakukan penyelesaian dengan membagi pantai menjadi beberapa pias (diskretisasi) dan waktu dalam sejumlah langkah tertentu. Diskretisasi bertujuan untuk mengubah bentuk persamaan diferensial parsiil ke dalam bentuk bentuk diskretpada sejumlah titik hitungan. Bentuk persamaan diskret tersebut kemudian diselesaikan secara numeris untuk memperoleh garis pantai.
Persamaan (2.29) diselesaikan dengan menggunakan skema eksplisit (Triatmodjo, 1992) sebagai berikut:
𝑓(𝑥, 𝑡) = 𝑓𝑖 𝜕𝑓 (𝑥,𝑡) 𝜕𝑡 = 𝑓𝑖 𝑛 +1 − 𝑓𝑖𝑛 Δ𝑡
22 𝜕𝑓 (𝑥,𝑡)
𝜕𝑡 =
𝑓𝑖𝑛 +1 − 𝑓𝑖𝑛
∆𝑥
Dapat ditulis menjadi bentuk sebagai berikut: 𝑦𝑖𝑛 +1 − 𝑦𝑖𝑛 Δ𝑡
= -
1 𝑑𝑖 𝑄𝑖+1𝑛 − 𝑄𝑖𝑛 ∆𝑥𝑦𝑖
𝑛+1= 𝑦𝑖
𝑛-
Δt di .Δx(
𝑄𝑖+1 𝑛 − 𝑄 𝑖𝑛) (2.33)2.6 Perubahan Garis Pantai dengan program GENESIS
GENESIS (Generalized Model for simulating Shoreline) merupakan system pemodelan numerik yang didesain untuk melakukan simulasi perubahan garis pantai, dengan model ini dapat diperkirakan nilai longshore transport rate serta perubahan garis pantai akibat angkutan sedimen tanpa maupun dengan adanya struktur pengaman pantai untuk jangka waktu tertentu (Pranoto, 2007).
Program ini dibuat oleh Hans Hanson (Departement of Water Resources Engineering, Lund Institute of Science and Technology, University of Lund, Box 118, Lund, Sweden) and Nicolas C. Kraus (Coastal; Engineering Research Center, Departement of The Army, Waterways Experiment Station, Corps of Engineers, 3909 Halls Ferry Road, Vicksburg,Mississipi, US) Dan dipublikasikan pada Desember 1989 (Fahamsyah, 2005).
Hasil simulasi ini tidak bersifat kuantitatif, dalam arti lebih cenderung untuk meramalkan pola perubahan garis pantai yang terjadi berdasarkan kondisi batimetri dan iklim gelombang pada suatu saat, dalam hal ini garis pantai yang disimulasikan pada suatu titik terdeposisi atau tererosi. Hal ini karena model numerik yang digunakan didasarkan pada sejumlah asumsi dan penyederhanaan untuk mempermudah penyusunan persamaan model matematik yang berpengaruh, dan mempunyai keterbatasan dalam memodelkan semua parameter atau faktor – faktor yang kemungkinan berpengaruh dalam proses fisik yang sebenarnya. Namun demikian secara numerik besarnya transpor sedimen sepanjang pantai dan besarnya perubahan garis pantai yang terjadi pada suatu titik tetap dapat diperoleh dari simulasi (Fajra, 2010).
Skala yang digunakan dalam program GENESIS adalah skala UTM (Universal Transverse Mercator). UTM merupakan metode grid berbasis
23 menentukan lokasi di permukaan bumi yang merupakan aplikasi praktis dari dua dimensi.
Dalam program GENESIS terdapat kapabilitas serta batasan dalam memodelkan perubahan garis pantai (Senjaya, 2014).
Kapabilitas yang dimiliki pemodelan GENESIS diantaranya :
1. Mampu memodelkan kecenderungan perubahan jangka panjang dari garis pantai untuk sebuah kawasan yang cukup luas
2. Dapat dikombinasikan dengan bangunan – bangunan pelindung pantai seperti groin, jetty dan breakwater, dan juga dapat dikombinasikan dengan struktur struktur campuran seperti bentuk T dan bentuk Y
3. Tinggi, periode dan arah gelombang laut dapat diubah ubah 4. Pada breakwater terjadi transmisi gelombang
5. Difraksi terjadi pada pemecah gelombang, jetty dan groin.
Selain memiliki kelebihan, pemodelan dengan GENESIS juga memiliki keterbatasan seperti :
1. Tidak terjadi pantulan
2. Tidak dikembangkan untuk pembentukan tombolo 3. Tidak disiapkan untuk elevasi pasang surut
4. Penyederhanaan perhitungan yang digunakan dalam teori pemodelan perubahan garis pantai.
2.7 Validasi Model
Validasi model digunakan untuk mengetahui kecocokan model perubahan garis pantai dengan hasil pengukuran garis pantai di kondisi sebenarnya. Proses validasi menggunakan Mean Precentage Error (Wicaksana, 2004) yang dihitung dengan persamaan:
MPE = (𝑅𝑝𝑟𝑒𝑑 − 𝑅𝑝𝑒𝑛𝑔 )𝑥100
𝑅𝑝𝑒𝑛𝑔 /𝑛 dimana:
𝑅𝑝𝑟𝑒𝑑 : kemunduran garis pantai prediksi
𝑅𝑝𝑒𝑛𝑔 : kemunduran garis pantai pengukuran
