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).

4. Tekanan pada permukaan air adalah seragam dan konstan.

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 = 𝑔𝑇2

2𝜋 tanh

2𝜋𝑑

𝐿 (2.2)

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 = 𝜌𝑔𝐻2𝐿

16 (2.4)

Ep = 𝜌𝑔𝐻2𝐿

16 (2.5)

Jadi energi kinetik dan potensial adalah sama, dan energi total tiap satuan

lebar adalah:

E = Ek + Ep = 𝜌𝑔𝐻2𝐿

8 (2.6)

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 =

𝜌𝑔𝐻2

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 =

𝑛𝐸 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:

n0𝐸0 L0 = n 𝐸 L

0,5𝐸0 L0 = 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

yang nantinya di plot ke dalam grafik peramalan gelombang.

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 42

0 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).

Feff = 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

cos 𝛼 (2.16)

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 𝐻𝑜 ′

𝐿0 ⅓

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−(𝑎𝐻𝑏𝑔𝑇 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

(1+𝑒−19.5𝑚 )

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

K, n = Konstanta

19

Rumus angkutan sedimen sepanjang pantai menurut CERC (Coastal Engineering

Research Center) memberikan hub berikut :

Qs = 0,014. 𝐻𝑏2 . Cb. 𝐾𝐾𝐵𝑅

2 sin αb cos αb (2.26)

dengan Qs mempunyai satuan m3/detik. Apabila dikehendaki Qs dalam m

3/tahun

maka persamaan tersebut menjadi :

Qs = 0,44.106. 𝐻𝑏

2 . 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”(m

3/tahun)

1. Original CERC Hs 0,014 0,44. 10

6

Hrms 0,028 0,88. 106

2. SPM (1975) Hs 0,025 0,79. 10

6

3. Komar (1976) Hrms 0,049 1,55. 106

4. Svasek Hrms 0,039 1,23. 106

5. Delft University of Hrms 0,039 1,23. 106

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

Δ𝑡

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) 𝛿Q𝛿𝑥

= 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 =

𝑓𝑖𝑛+1 − 𝑓𝑖𝑛

Δ𝑡

22

𝜕𝑓(𝑥 ,𝑡)

𝜕𝑡 =

𝑓𝑖𝑛+1 − 𝑓𝑖𝑛

∆𝑥

Dapat ditulis menjadi bentuk sebagai berikut:

𝑦𝑖𝑛+1 − 𝑦𝑖 𝑛

Δ𝑡 = -

1

𝑑𝑖 𝑄𝑖+1

𝑛 − 𝑄𝑖𝑛

∆𝑥

𝑦𝑖𝑛+1 = 𝑦𝑖𝑛 - Δt

di .Δx (𝑄𝑖+1

𝑛 − 𝑄𝑖𝑛 ) (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

n : tahun rencana simulasi