TINJAUAN PUSTAKA

Angin sebagai Pembangkit Gelombang

Angin merupakan massa udara yang bergerak (Lakitan, 2002). Angin

dapat bergerak secara horisontal maupun secara vertikal dengan kecepatan yang

bervariasi dan berfluktuasi secara dinamis. Faktor pendorong bergeraknya massa

udara adalah adanya perbedaan tekanan udara antara satu tempat dengan tempat

yang lain. Arah tiupan angin dari tempat bertekanan tinggi ke tempat bertekanan

rendah, hal ini terjadi jika tidak ada gaya lain yang mempengaruhi. Adanya

perputaran bumi berpengaruh terhadap arah pergerakan angin ini yang dikenal

dengan pengaruh Coriolis (Coriolis Effect). Menurut Davis (1991), ada tiga faktor

penentu karakteristik gelombang yang dibangkitkan oleh angin yaitu:(1) lama

angin bertiup atau durasi angin, (2) kecepatan angin dan (3) fetch (jarak yang

ditempuh oleh angin dari arah pembangkit gelombang atau daerah pembangkitan

gelombang). Semakin lama angin bertiup, semakin besar jumlah energi yang

dihasilkan dalam pembangkitan gelombang. Demikian halnya dengan fetch,

gelombang yang bergerak keluar dari daerah pembangkitan gelombang hanya

memperoleh sedikit tambahan energi. Faktor lain yang turut mempengaruhi

karakteristik gelombang adalah lebar fetch, kedalaman perairan, kekasaran dasar,

stabilitas atmosfer dan sebagainya (Yuwono, 1994).

Gelombang

Gelombang timbul akibat adanya gaya-gaya alam yang bekerja di laut

seperti tekanan atau tegangan dari atmosfir (angin), gempa bumi, gaya gravitasi

bumi dan benda-benda angkasa (bulan dan matahari), gaya coriolis (akibat rotasi

bumi), dan tegangan permukaan (Sorensen 1991; Komar 1998). Bascom (1959)

dalam Bird (1984) menambahkan bahwa gelombang adalah gerakan berombak

dari permukaan air yang dihasilkan oleh tiupan angin yang bergerak di atasnya.

Pergerakan gelombang yang mendekati pantai akan mengalami pembiasan

(reflection) dan akan memusat (convergence) jika mendekati semenanjung dan

mengalami penyebaran (divergence ) jika mendekati cekungan. (Triatmodjo,

1999; CERC, 1984; CHL, 2002). Keadaan gelombang sangat dipengaruhi oleh

keadaan topografi dari dasar laut, yaitu keadaan dasar, kelengkungan garis pantai

dan tonjolan dasar laut.

Ippen (1966); Triatmodjo (1999); CHL (2002), mengklasifikasikan

gelombang pada kedalaman relatif berdasarkan perbandingan antara kedalaman

air (d) dan panjang gelombang L (d/L) sebagai berikut :

1. Gelombang laut dangkal, jika Ld / ≤ 1/20

2. Gelombang laut transisi, jika 1/20 < Ld / <1/2

3. Gelombang laut dalam, jika Ld / ≥1/2

Klasifikasi berdasarkan kedalaman relatif dimaksudkan untuk

menyederhanakan rumus-rumus gelombang.

Transformasi Gelombang

Gelombang akan pecah apabila tinggi gelombang telah mencapai titik

batas tertentu yang berhubungan dengan panjang gelombang dan kedalaman air

(CERC, 1984; Horikawa, 1988; Triatmodjo, 1999). Daerah dengan kedalaman air

lebih besar dari setengah panjang gelombang, gelombangnya menjalar tanpa

dipengaruhi oleh dasar laut. Pada daerah transisi dan dangkal, penjalaran

gelombang dipengaruhi oleh kedalaman perairan. Sedangkan difraksi gelombang

dapat terjadi apabila tinggi gelombang di suatu titik pada garis didekatnya yang

mengakibatkan perpindahan energi sepanjang puncak gelombang ke arah tinggi

gelombang yang lebih kecil.

Gelombang pecah berbeda bentuknya, pada prinsipnya tergantung pada

tinggi dan periode gelombang serta perubahan kemiringan laut. Bentuk

gelombang pecah diklasifikasikan menjadi empat kategori (Iversen, 1952;

Hayami, 1958; Wiegel, 1964; Galvin, 1968, 1972) dalam Horikawa (1988), yaitu

spilling, plunging, surging dan collapsing. Triatmodjo (1999) menyatakan bahwa

gelombang pecah dipengaruhi oleh kemiringan, yaitu perbandingan antara tinggi

dan panjang gelombang. Di laut dalam kemiringan gelombang maksimum,

sedangkan gelombang mulai tidak stabil.

7

Posisi dengan kemiringan tersebut, kecepatan partikel di puncak

gelombang sama dengan kecepatan rambat gelombang. Kemiringan yang lebih

tajam dari batas maksimum menyebabkan kecepatan partikel di puncak

gelombang lebih besar dari kecepatan rambat gelombang, sehingga terjadi

ketidakstabilan. Pergerakan gelombang menuju laut dangkal tergantung dari

kedalaman relatif d/L dan kemiringan laut m. Gelombang dari laut dalam bergerak

menuju pantai bertambah kemiringannya sampai tidak stabil dan pecah pada

kedalaman tertentu, disebut kedalaman gelombang pecah (db) Munk (1949) dalam

Triatmodjo (1999).

Pada pertumbuhan gelombang laut dikenal beberapa istilah seperti :

1. Fully developed seas, kondisi di mana tinggi gelombang mencapai harga

maksimum (terjadi jika fetch cukup panjang).

2. Fully limited-condition, pertumbuhan gelombang dibatasi oleh fetch. Dalam

hal ini panjang fetch (panjang daerah pembangkit angin) dapat dibatasi oleh

garis pantai atau dimensi ruang dari medan angin

3. Duration limited-condition, pertumbuhan gelombang dibatasi oleh lamanya

waktu dari tiupan angin

4. Sea waves, gelombang yang tumbuh di daerah medan angin. Kondisi

gelombang di sini adalah curam yaitu panjang gelombang berkisar antara 10

sampai 20 kali lebih tinggi gelombang

5. Swell waves (swell), gelombang yang tumbuh (menjalar) di luar medan angin.

Kondisi gelombang di sini adalah landai yaitu panjang gelombang berkisar

antara 30 sampai 500 kali tinggi gelombang, (Ningsih 2000).

Pada umumnya bentuk gelombang di alam adalah sangat rumit dan sulit

digambarkan secara matematis (Triatmodjo, 1999; CHL, 2002). Kerumitan

tersebut akibat perambatan yang tidak linier, tiga dimensi dan mempunyai bentuk

yang acak (suatu deret gelombang mempunyai tinggi dan periode berbeda).

Beberapa teori yang ada hanya menggambarkan bentuk gelombang yang

sederhana dan merupakan pendekatan gelombang alam. Ada beberapa teori

dengan berbagai kerumitan dan ketelitian untuk menggambarkan gelombang di

alam, diantaranya adalah teori Airy, Stokes, Gerstner, Mich, Knoidal, dan teori

gelombang tunggal (solitari wave). Teori gelombang Airy merupakan gelombang

8

amplitudo kecil, sedang teori yang lain adalah gelombang amplitudo terbatas

(finite amplitude waves).

Pengembangan pemahaman gelombang yang lebih lanjut adalah

menentukan spektrum gelombang, yang menyatakan permukaan laut nyata

sebagai superposisi dari sejumlah besar gelombang yang menjalar dengan periode,

amplitudo, dan arah yang berbeda-beda (Bowden, 1983 dalam Massel, 1994). Bila

distribusi energi gelombang hanya tergantung pada frekwensi, maka distribusi

energi tersebut dinamakan spektrum searah atau spektrum frekwensi. Spektrum

ini dikemukakan berdasarkan pada pengamatan gelombang laut. Spektrum

gelombang laut kadang-kadang memiliki pola yang sangat rumit dimana terlihat

spektrum frekwensi yang memliki puncak lebih dari satu. Bentuk spektrum ini

merupakan respon dari sejumlah mekanisme. Salah satunya adalah superposisi

beberapa sistem gelombang yang mendekati titik pengamatan. Spektrum yang

umum dikenal antara lain spektrum Pierson-Moskowitz (1964), spektrum

Bretschneider (1959), spektrum Goda (1985), dan spektrum JONSWAP (1973).

Karakteristik Sedimen

Berdasarkan sumbernya, Barnes (1969) membagi jenis sedimen, yakni

sedimen dari limpasan sungai yang jenisnya banyak mempengaruhi pembentukan

morfologi pantai di sekitar muara sungai (disebut sedimen of inlets) dan sedimen

dari darat yang terangkut ke laut oleh angin dan drainase atau penguraian sisa-sisa

organisme (disebut pyroclastic sediment).

Seibold dan Berger (1993) menyatakan bahwa terdapat tiga jenis utama

sedimen, yaitu sedimen yang memasuki perairan laut dalam bentuk partikel,

tersebar dan kemudian mengendap di dasar laut atau disebut lithogenous, sedimen

yang berasal dari presipitasi langsung dari cairan atau hydrogenous dan sedimen

yang berasal dari organisme yang lazim disebut biogenous.

Parker dan Mehta (1982) dalam Kennedy (1982) menyatakan bahwa

suspensi yang bergerak (mobile), mengendap atau mengumpul menjadi lumpur

diam, kemudian sebagian dapat teraduk dan kembali ke suspensi bergerak dan

sebagian lagi mengalami konsolidasi atau pemadatan menjadi sedimen lumpur

9

selanjutnya sebagian dapat tererosi lagi menjadi suspensi yang bergerak atau

mobile suspensi.

Sedangkan menurut Wentworth (1922) dalam Dyer (1986)

mengklasifikasikan sedimen berdasarkan ukuran butir penyusun fraksi sedimen

yaitu kelompok lempung (clay), lanau (silt), pasir (sand), kerikil (cobble), koral

(pebble), dan batu (boulder).

Tabel 1 Klasifikasi ukuran butir

Kelas Ukuran Butir Diameter Butir

ø (phi) φ−2 (mm)

Boulder < -8 > 256

Cobble -6 s.d -8 64 – 256

Pebble -2 s.d -6 4 – 64

Granule -1 s.d -2 2 – 4

Very Coarse Sand 0 s.d -1 1 – 2

Coarse Sand 1 s.d 0 0.5 – 1 Medium Sand 2 s.d 1 0.25 – 1

Fine Sand 3 s.d 2 0.125 – 0.25

Very Fine Sand 4 s.d 3 0.062 – 0.125 Silt 8 s.d 4 0.0039 – 0.062

Clay > 8 < 0.0039

Sumber: Wentworth (1922) dalam Dyer (1986)

Dalam distribusinya di perairan, berbagai jenis sedimen mengalami

percampuran seiring dinamika perairan, sehingga membutuhkan metode

penamaan yang mendeskripsikan percampuran ini. Penamaan sampel sedimen

tersebut menggunakan sistem grafik trianguler seperti pada gambar di bawah.

Gambar 2 Diagram segitiga campuran lumpur, pasir, dan kerikil. (Sumber :

Buchanan, 1984 dalam Holme dan Mc Intyre, 1984)

10

Krumbein (1934) dalam Dyer (1986) mengembangkan skala Wentworth

dengan menggunakan unit phi (φ). Hal ini dimaksudkan untuk mempermudah

pengklasifikasian jika suatu sampel sedimen mengandung partikel yang berukuran

kecil dalam jumlah yang besar. Skala phi didasarkan pada logaritma negatif

berbasis dua dengan bentuk konversi d2log−=φ , simbol d merupakan diameter

partikel dalam unit mm dan tanda negatif digunakan agar partikel dengan diameter

<1 mm memiliki nilai phi yang positif. Untuk mengkonversi unit phi menjadi

milimeter (mm) digunakan φ−= 2D , (CHL, 2002).

Ukuran suatu partikel mencerminkan (1) keberadaan partikel dari jenis

yang berbeda, (2) daya tahan (resistensi) partikel terhadap proses pelapukan

(weathering). erosi atau abrasi dan (3) proses pengangkutan dan pengendapan

material, misalnya kemampuan angin atau air untuk memindahkan partikel

(Friedman and Sanders 1978). Selanjutnya Gross (1993) menjelaskan bahwa

ukuran partikel sangat penting dalam menentukan tingkat pengangkutan sedimen

dari ukuran tertentu dan tempat sedimen tersebut terakumulasi di laut.

Ukuran butir median D50 adalah yang paling banyak digunakan untuk

ukuran butir pasir. Untuk mengukur derajat penyebaran ukuran butir terhadap

nilai rerata sering digunakan koefisien S0 yang merupakan hubungan antara D75

dan D25. kisaran nilai S0 akan memberikan interpretasi, bahwa ukuran butir pasir

seragam (1,0 ≤ S0 ≤ 1,5), penyebaran ukuran butir pasir sedang (1,5 ≤ S0 ≤ 2,0),

gradasi ukuran pasir sangat bervariasi (2,0 ≤ S0).

Parameter penting lain dalam mekanisme transpor sedimen adalah

kecepatan endap butir sedimen, terutama untuk sedimen suspensi. Untuk sedimen

non kohesif, seperti pasir, kecepatan endap dapat dihitung dengan rumus Stokes

yang bergantung pada rapat massa sedimen dan air, viskositas air, dimensi dan

bentuk partikel sedimen.

Untuk sedimen non kohesif, kecepatan endap dipengaruhi oleh banyak

faktor seperti konsentrasi sedimen suspensi, salinitas dan diameter partikel.

Konsentrasi suspensi adalah parameter paling penting dalam proses flokulasi,

yang berarti juga pada kecepatan endap.

Interpretasi berlangsungnya proses akresi dapat menggunakan analisis

distribusi ukuran butir, dimana penyebaran ukuran butir sedimen mencerminkan

11

kondisi lingkungan pengendapan, yaitu proses yang berperan dan besarnya energi

pengendapan tersebut. Adapun parameter statistik yang sering digunakan adalah

mean grain size, skewness dan kurtosis (Folk 1974; Dyer, 1986).

1. Rata-rata (Mean)

Mean merupakan nilai statistik rata-rata dari ukuran butir. Pickard (1990)

menyatakan bahwa mean akan memperhatikan energi yang disebabkan oleh air

atau angin dalam mentranspor sedimen, disamping itu penyebaran frekwensi besar

butir akan sensitif terhadap proses lingkungan pengendapan.

2. Kepencengan (Skewness)

Kepencengan atau skewness adalah penyimpangan distribusi ukuran butir

terhadap distribusi normalnya. Distribusi normal adalah suatu distribusi ukuran

butir dimana pada bagian tengah dari populasi mempunyai jumlah butiran yang

paling banyak, dan butiran yang lebih halus tersebar di sisi kanan dan sisi kiri dari

grafik dalam jumlah yang sama. Apabila ukuran butir terdistribusi secara normal

maka kepencengannya bernilai nol. Apabila dalam suatu distribusi ukuran butir

kelebihan partikel halus, maka kepencengannya bernilai positif. Sebaliknya bila

kelebihan partikel kasar kepencengannya bernilai negatif. Dengan demikian

skewness dapat digunakan untuk mengetahui dinamika akresi.

Tabel 2 Penilaian harga kepencengan atau skewness

Harga kepencengan Tingkat kepencengan

>0,30

+0,30 - +0,10

+0,10 – -0,10

-0,10 – -0,30

< -0,30

Menceng sangat halus

Menceng halus

Menceng simetris

Menceng kasar

Menceng sangat kasar

Sumber : Folk dan Ward dalam David (1977)

3. Kurtosis

Kurtosis ini dapat dihitung melalui grafik kurtosis serta menggambarkan

hubungan antara sortasi bagian tengah kurva dengan bagian bawah kurva.

12

Tabel 3 Penilaian harga kurtosis

Tingkat kurtosis Harga kurtosis

< 0,67

0,67 – 0,90

0,90 – 1,11

1,11 – 1,50

1,50 – 3,00

> 3,00

Very platykurtic

Platykurtic

Mesokurtic

Leptokurtic

Very leptokurtic

Extremely leptokurtic

Sumber : Folk dan Ward dalam David (1977).

Keterangan :

Leptokurtic = Kurva yang bentuk puncaknya lebih runcing daripada mesokurtic. Nilai

kurtosisnya > 3.

Mesokurtic = Kurva normal. Nilai kurtosisnya sama dengan 3.

Platykurtic = Kurva yang bentuk puncaknya lebih datar daripada mesokurtic. Nilai

kurtosisnya < 3.

Debit Sungai

Fenomena yang terjadi di perairan pantai yang langsung berhubungan

dengan sungai, sangat dipengaruhi oleh debit sungai yang dapat menimbulkan

terbentuknya perbedaan (gradien) densitas. Interaksi air tawar dan air asin

menentukan sirkulasi air dan proses percampuran yang diakibatkan oleh

perbedaan densitas antara dua jenis air.

Debit Sungai merupakan volume air yang mengalir pada suatu penampang

melintang pada titik tertentu persatuan waktu, umumnya dinyatakan dalam meter

kubik per detik (Sosrodarsono dan Takeda, 1993). Debit air sungai dipengaruhi

oleh sifat curah hujan yang meliputi intensitas curah hujan, lama kejadian,

frekwensi kejadian dan tinggi hujan. Pengukuran debit sungai selama satu tahun

ditentukan berdasarkan debit limpasan dan luas DAS.

Sungai sebagai salah satu media transpor sedimen mempunyai

karakteristik dalam membawa sedimen tersebut. Volume sedimen yang terbawa

aliran sungai bergantung pada kecepatan aliran sungai, debit aliran perubahan

musim serta aktifitas manusia di daerah aliran sungai.

Arus di Dekat Pantai

Triatmodjo (1999) mengatakan bahwa daerah pantai yang menjadi lintasan

gelombang di pantai adalah offshore zone, surf zone dan swash zone. Daerah

offshore zone, gelombang menimbulkan gerak orbit partikel air. Orbit lintasan

13

partikel tidak tertutup sehingga menimbulkan transpor massa air. Daerah surf zone

(daerah antara gelombang pecah dan garis pantai) ditandai dengan gelombang

pecah dan penjalaran gelombang setelah pecah ke arah pantai. Setelah pecah

gelombang melintasi surf zone menuju pantai. Daerah swash zone, gelombang

yang sampai di garis pantai menyebabkan massa air bergerak ke atas dan

kemudian turun kembali ke permukaan pantai dan menyebabkan terjadinya arus.

Arus yang terjadi di daerah tersebut sangat tergantung pada arah datang

gelombang (CERC, 1984).

Triatmodjo (1999) menyebutkan bahwa apabila garis puncak gelombang

sejajar dengan garis pantai (sudut datang gelombang pecah tegak lurus garis

pantai) maka akan terjadi arus dominan di pantai berupa sirkulasi sel dengan rip

current, apabila gelombang pecah membentuk sudut terhadap garis pantai akan

menimbulkan arus sejajar pantai di sepanjang pantai (longshore current). Rip

current terjadi pada tempat dimana tinggi gelombang pecah adalah kecil. Arus

sepanjang pantai yang ditimbulkan oleh gelombang pecah (Hb) dengan

membentuk sudut terhadap garis pantai (αb) dibangkitkan oleh momentum yang

dibawa oleh gelombang.

Sorensen (1991) menambahkan bahwa berbagai arus di perairan pantai

dapat disebabkan oleh angin, aliran dari sungai atau oleh pasang surut, tetapi

kebanyakan arus perairan pantai merupakan aliran menyusur pantai.

Menurut King (1963) dalam Schwartz (1982), refraksi gelombang

merupakan salah satu penyebab timbulnya arus di perairan pantai. Hal ini dapat

ditunjukkan bahwa zona bergelombang tinggi akan bergantian dengan zona

gelombang rendah, terutama pada relief lepas pantai yang lebih kompleks dan

garis pantai berlekuk serta gelombang datang memiliki puncak yang panjang.

Apabila garis puncak gelombang sejajar dengan garis pantai, maka akan terjadi

arus dominan di pantai berupa sirkulasi sel dengan rip current yang menuju ke

laut. Kejadian ekstrim lainnya terjadi apabila gelombang pecah dengan

membentuk sudut terhadap garis pantai (αb > 5o), dapat menimbulkan arus sejajar

pantai di sepanjang pantai. Kombinasi dari kedua kondisi tersebut biasanya terjadi

di lapangan.

14

Transpor Sedimen Pantai

Proses input sedimen merupakan akibat proses-proses baik yang dilakukan

manusia maupun alami. Sedimen yang masuk dapat berasal dari angkutan sejajar

pantai, angkutan sedimen dari sungai, erosi tebing (sea-cliff erosion), angkutan

sedimen ke pantai (on shore transport), endapan biogenus, angkutan angin (wind

transport), endapan hidrogenus (hydrogenous deposition). Sebaliknya sedimen

keluar dapat terjadi akibat angkutan sejajar pantai, angkutan ke lepas pantai

(offshore transport), angkutan angin, pelarutan dan abrasi dan penambangan pasir

(sand mining) (Dirjen P3K DKP, 2004).

Proses dinamika pantai dan sistem fisik perairan pantai adalah angkutan

sedimen litoral yang didefinisikan sebagai pergerakan sedimen pada zona perairan

pantai oleh gelombang dan arus. Transpor sedimen pada perairan pantai dapat

diklasifikasikan menjadi transpor menuju dan meninggalkan pantai (onshore-

offshore transport) dan transpor sepanjang pantai (longshore transport). Transpor

menuju dan meninggalkan pantai mempunyai arah rata-rata tegak-lurus garis

pantai, sedang transpor sepanjang pantai mempunyai arah rata-rata sejajar pantai

(CHL, 2002).

Transpor sedimen sepanjang pantai merupakan gerakan sedimen di daerah

pantai yang disebabkan oleh gelombang dan arus yang dibangkitkan. Transpor

sedimen ini terjadi pada gelombang pecah dan garis pantai sehingga berpengaruh

terhadap perubahan garis pantai akibat sedimen yang dibawanya (Komar, 1998;

Horikawa, 1988).

Angkutan sedimen di pantai terjadi dalam dua bentuk yaitu angkutan dasar

(bedload) yang merupakan pergerakan butiran material secara menggelinding

(sliding) melalui dasar sebagai akibat pergerakan air di atasnya, dan suspended

load transport jika pergerakan butiran dilakukan oleh arus setelah butiran tersebut

terangkat dari dasar oleh proses turbulen. Kedua bentuk angkutan sedimen di atas

biasanya terjadi pada waktu yang bersamaan tetapi sulit ditentukan tempat

berakhirnya angkutan dasar dan permulaan dari angkutan suspensi (van Rijn,

1993; Allen, 1985). Selanjutnya Heinemann (1999) menjelaskan bahwa angkutan

sedimen kohesif sering diistilahkan dengan suspended load transport karena

15

kebanyakan sifatnya yang melayang dalam kolom air, sementara angkutan

sedimen non-kohesif disebut bed load transport.

Transpor sedimen banyak menimbulkan perubahan dasar perairan seperti

pendangkalan muara sungai, erosi pantai, perubahan garis pantai dan sebagainya

(Yuwono, 1982; CERC, 1984; Triatmodjo, 1999). Perubahan dasar perairan

biasanya merupakan permasalahan, terutama pada daerah semi tertutup seperti

muara dan pelabuhan, sehingga prediksinya sangat diperlukan dalam perencanaan

ataupun penentuan metode pendangkalan. Ada beberapa cara yang biasanya

digunakan (Sorensen, 1991; Triatmodjo , 1999; CHL 2002) antara lain:

a. Melakukan pengukuran debit sedimen pada setiap titik yang ditinjau,

sehingga dapat di ketahui besar transpor sedimen.

b. Menggunakan peta atau foto udara atau pengukuran yang menunjukkan

perubahan elevasi dasar perairan tertentu.

c. Rumus empiris yang didasarkan pada kondisi gelombang dan sedimen

pada daerah yang di tinjau.

Berbagai persamaan yang menjelaskan kondisi suspensi pada kolom air

tidak lepas hubungannya dengan nilai tekanan dasar serta kecepatan shear (u*)

dari profil arus vertikal, sedangkan kecepatan geser (shear) digambarkan pada

profil arus secara vertikal dalam determinasi lapisan batas dan pengadukan massa

air. Pada daerah pantai kecepatan geser umumnya diakibatkan oleh aktifitas

gelombang dengan amplitudo tinggi dan kecepatan geser maksimum terjadi pada

daerah pecahnya gelombang (Dake, 1985). Di laut dalam, gerak partikel air oleh

gelombang jarang mencapai dasar laut. Sedangkan di laut dangkal, partikel air di

dekat dasar bergerak maju dan mundur secara periodik. Kecepatan partikel air di

dekat dasar naik dengan bertambahnya tinggi gelombang dan berkurang dengan

kedalaman, (Triatmodjo, 1999).

Menurut Wibisono (2005) transpor partikel sedimen di dalam kolom air

laut sangat ditentukan oleh sifat-sifat fisika baik dari partikelnya maupun dari

kolom air-lautnya. Transpor ke arah vertikal ke bawah yang mempunyai implikasi

kecepatan endap/ laju endap sangat tergantung dari besar butir partikel yang

diendapkan.

16

Berdasarkan hukum stokes, maka diperoleh angka laju endap untuk

beberapa jenis ukuran partikel sebagai berikut:

Tabel 4 Laju endap untuk berbagai ukuran partikel sedimen

Jenis partikel Ukuran (mikron) Laju endap (cm/detik)

Pasir (sand) 100 2,5

Lanau (silt) 10 0,025

Lempung (clay) 1 0,0025

Pasang Surut

Pasang surut merupakan satu fenomena alam yang terjadi diwilayah lautan

secara periodik. Pasang surut merupakan gelombang air dangkal (shallow water

wave) yang digerakkan oleh gaya gravitasi akibat posisi bulan dan matahari yang

bervariasi terhadap lautan (Heinemann, 1999). Penurunan kedalaman selama

perambatan gelombang pasang surut akan menaikkan amplitudo gelombang

tersebut. Kekasaran dasar yang akan mereduksi energi akan berpengaruh pula

pada amplitudo gelombang. Akibatnya pada daerah dangkal gelombang pasang

surut akan berjalan lebih lambat dibanding di laut lepas dengan amplitudo yang

lebih besar. Reaksi yang diberikan oleh perairan dangkal terhadap gaya gravitasi

menyebabkan massa air bergerak secara vertikal dan horisontal dengan periode

tertentu (Ingmanson dan William, 1989; Gross, 1993).

Pasang surut menjadi komponen penting dalam dinamika pantai yang

menghasilkan arus dan perpindahan sedimen. Proses pasang surut sangat

berpengaruh pada daerah dengan energi gelombang yang relatif lemah, lagoon,

teluk dan muara (Viles dan Spencer, 1994). Komponen harmonik pasang surut

merupakan komponen yang menyebabkan terjadinya pasang surut di laut. Secara

umum komponen-komponen tersebut adalah S0, M2, S2 ,N2 ,K1 ,O1 ,M4 ,MS4 ,K2

dan P1. Dari komponen-komponen ini dapat untuk menentukan posisi muka laut.

Untuk mendapatkan tipe pasut, digunakan istilah Konstanta Pasut (Tidal

Constanta) melalui hubungan sebagai berikut :

22

11

ASAM

AOAKF

+

+=

17

dalam hal ini:

F = Bilangan Formzal

AK1 = Amplitudo dari anak gelombang pasut harian rata-rata yang

dipengaruhi oleh deklinasi bulan dan matahari

AO1 = Amplitudo dari anak gelombang pasut harian tunggal yang

dipengaruhi oleh deklinasi matahari

AM2 = Amplitudo dari anak gelombang pasut harian ganda rata-rata

yang dipengaruhi oleh bulan

AS2 = Amplitudo dari anak gelombang pasut harian ganda rata-rata

yang dipengaruhi oleh matahari

Apabila harga F memiliki nilai :

0 < F < 0,25 : sifat pasut Harian Ganda Murni

0,25 < F < 1,50 : sifat pasut Campuran Condong harian Ganda

1,50 < F < 3,0 : sifat pasut Campuran Condong harian Tunggal

3,0 < F : sifat pasut Harian Tunggal Murni

Muara yang didominasi Gelombang Laut

Gelombang besar yang terjadi pada pantai berpasir dapat menyebabkan

angkutan sedimen (pasir), baik dalam arah tegak lurus maupun sepanjang pantai

(CERC, 1984; Yuwono, 1994; Triatmodjo, 1999; CHL, 2002). Dari kedua jenis

transpor tersebut, transpor sedimen sepanjang pantai adalah yang paling dominan.

Angkutan sedimen tersebut dapat bergerak ke muara sungai dan karena di daerah

tersebut kondisi gelombang sudah tenang maka sedimen akan mengendap.

Banyaknya endapan tergantung pada gelombang dan ketersediaan sedimen di

pantai. Semakin besar gelombang semakin besar angkutan sedimen dan semakin

banyak sedimen yang mengendap di muara. Apabila debit sungai kecil kecepatan

arus tidak mampu mengerosi (menggelontor) endapan tersebut sehingga muara

sungai menjadi benar-benar tertutup sedimen.

Citra Satelit Penginderaan Jauh

Citra Landsat merupakan data penginderaan jauh. Secara sederhana,

penginderaan jauh dapat diartikan sebagai ilmu pengetahuan dan teknologi untuk

melakukan observasi suatu obyek melalui suatu jarak tertentu (Barrett dan Curtis

1992). Dengan kata lain, penginderaan jauh memungkinkan penggunanya untuk

18

melalukan identifikasi dan berbagai kegiatan observasi yang lain tanpa menyentuh

obyeknya. Hal ini akan memberikan efisiensi yang besar dalam banyak hal

dibandingkan dengan kegiatan observasi terestrial yang dilakukan secara langsung

di lapangan.

Empat komponen penting dalam teknik penginderaan jauh yaitu sumber

energi, obyek, sensor dan atmosfir. Sumber energi adalah Matahari yang

memancarkan gelombang elektromagnetik ke permukaan bumi. Gelombang ini

akan dipengaruhi oleh lapisan atmosfir. Koreksi radiometri citra perlu dilakukan

untuk mengurangi pengaruh hamburan yang disebabkan oleh partikel-partikel

yang ada di atmosfer. Semakin besar panjang gelombang yang digunakan untuk

perekaman citra satelit, maka pengaruh hamburan yang mempengaruhi akan

semakin kecil (Lillesand dan Kiefer 1994). Pada hal ini panjang gelombang

inframerah memiliki kemampuan menapis pengaruh hamburan atmosfer yang

lebih baik daripada panjang gelombang tampak mata (visible).

Untuk mendapatkan hasil pengukuran dan kajian yang seakurat mungkin,

dalam studi penginderaan jauh, citra satelit Landsat sebagai data utama diseleksi

berdasarkan spesifikasi teknis kualitas data. Seleksi citra tersebut

mempertimbangkan spesifikasi teknis yang meliputi liputan awan dan kabut

(haze) saat perekaman, kelengkapan spektral, kondisi pasang surut pada saat

perekaman dan striping line pada citra.

Kondisi Umum Perairan Muara Ajkwa

Perairan muara Ajkwa merupakan hulu dari sungai Ajkwa. Kawasan

pesisir didominasi oleh hutan mangrove. Pergerakan muka laut di perairan

perairan muara Ajkwa dipengaruhi oleh perambatan pasut dari Laut Arafuru dan

perairan di sebelah selatan Samudera Pasifik. Tipe pasut diperairan tersebut

adalah tunggal (diurnal tide) (Wyrtki, 1961; PTFI 2006).

Daerah muara sungai ajkwa merupakan daerah dengan akresi tinggi. Hasil

pemantauan TSS yang dilakukan oleh PTFI dari 1994 sampai 2006 menunjukkan

adanya kandungan TSS yang cenderung meningkat yang dapat menyebabkan

terbentuknya endapan. Terbentuknya endapan dapat dilihat dari kondisi batimetri

sungai Ajkwa. Rata-rata kedalaman pada sisi sebelah kiri sekitar 2 – 2.5 meter dan

sisi sebelah kanan sungai Ajkwa sekitar 1.5 – 2 meter. Di tengah-tengah badan

19 19 19

sungai memiliki kedalaman yang dangkal sekitar 0.5 meter sepanjang 2.5

kilometer menuju muara. Daerah yang memiliki kedalaman maksimal masih

terdapat pada sisi sebelah timur hingga selatan pulau Ajkwa yakni sekitar 4.5 -5

meter (PTFI, 2006).

Kondisi gelombang di perairan muara Ajkwa dipengaruhi oleh perambatan

gelombang dari laut Arafuru. Berdasarkan perekaman data yang ada, pada musim

barat gelombang maksimum (Hmak) laut Arafuru berkisar antara 2, 74 – 3,76 meter

(EPA, 2004). Selanjutnya gelombang signifikan (Hsig) berkisar antara 1, 52 – 2, 17

meter.

20