A. Jenis – Jenis
Gelombang Air
Gelombang
di laut dapat dibedakan menjadi beberapa macam yang tergantung dari
gaya pembangkitnya. Gelombang tersebut adalah gelombang angin yang
dibangkitkan oleh tiupan angina 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 dan sebagainya.
A.1
Gelombang Laut Akibat Angin
Gelombang
yang disebabkan oleh angin dapat menimbulkan energi untuk membentuk
pantai, menimbulkan arus dan transpor sedimen dalam arah tegak lurus dan
sepanjang pantai, serta menyebabkan gaya-gaya yang bekerja pada
bangunan pantai. Gelombang merupakan factor utama di dalam penentuan
tata letak (layout) pelabuhan, alur pelayaran, perencanaan
bangunan pantai, dan sebagainya. Pada gambar A.1 ditunjukan suatu bentuk
contoh gelombang laut akibat angina dengan periodenya.
Gambar gelombang laut akibat angin dengan Periode Pendek: 2 – 25 detik
A.2
Gelombang Laut Akibat Pasang Surut
Pasang surut juga merupakan faktor yang penting karena
bisa menimbulkan arus yang cukup kuat terutama di daerah yang sempit,
misalkan di teluk, estuary, dan muara sungai. Selain itu elevasi muka
air pasang dan air surut juga sangat penting untuk merencanakan bangunan
– bangunan pantai. Sebagai contoh elevasi puncak bangunan pantai
ditentukan oleh elevasi muka air pasang untuk mengurangi limpasan air,
sementara kedalaman alur pelayaran dan perairan pelabuhan ditentukan
oleh muka air surut. Gelombang besar yang datang ke pantai pada saat air
pasang bias menyebabkan kerusakan pantai sampai jauh ke daratan.
A.3
Gelombang Laut Akibat Tsunami
Tsunami
adalah gelombang yang terjadi karena letusan gunung berapi atau gempa
bumi di laut. Gelombang yang terjadi bervariasi dari 0,5 m sampai 30 m
dan periode dari beberapa menit sampai sekitar satu jam. Tinggi
gelombang tsunami dipengaruhi oleh konfigurasi dasar laut. Selama
penjalaran dari tengah laut (pusat terbentuknya tsunami) menuju pantai,
sedangkan tinggi gelombang semakin besar oleh karena pengaruh perubahan
kedalaman laut. Di daerah pantai tinggi gelombang tsunami dapat mencapai
puluhan meter. Pada gambar A.2.a ditunjukan contoh gelombang laut
akibat tsunami yang berada di laut dalam dengan ketinggian puncak
gelombang < 1 m dan pada gambar A.2.b ditunjukan contoh gelombang
laut akibat tsunami yang berada di pantai dengan ketinggian puncak
gelombang ≤ 30 m
Gambar Gelombang Laut Akibat Tsunami di Laut dalam
Gambar Gelombang Laut Akibat Tsunami di Pantai
B. Proses Pembangkitan
Gelombang di Laut
Proses
terbentuknya pembangkitan gelombang di laut oleh gerakan angin belum
sepenuhnya dapat dimengerti, atau dapat dijelaskan secara terperinci.
Tetapi meurut perkiraan, gelombang terjadi karena hembusan angin secara
teratur, terus-menerus, di atas permukaan air laut. Hembusan angin yang
demikian akan membentuk riak permukaan, yang bergerak kira-kira searah
dengan hembusan angin (lihat Gambar 2.3.a,b,c).
Gambar Mekanisme Terbentuknya Gelombang di Laut Pada Umumnya
Bila angin masih terus
berhembus dalam waktu yang cukup panjang dan meliputi jarak permukaan
laut (fetch) yang cukup besar, maka riak air akan tumbuh
menjadi gelombang. Pada saat yang bersamaan riak permukaan baru akan
terbentuk di atas gelombang yang terbentuk, dan selanjutnya akan
berkembang menjadi gelombang – gelombang baru tersendiri. Proses yang
demikian tentunya akan berjalan terus menerus (kontinyu), dan bila
gelombang diamati pada waktu dan tempat tertentu, akan terlihat sebagai
kombinasi perubahan-perubahan panjang gelombang dan tinggi gelombang
yang saling bertautan.
Komponen gelombang secara individu masih akan mempunyai sifat-sifat
seperti gelombang pada kondisi ideal, yang tidak terpengaruh oleh
gelombang-gelombang lain. Sedang dalam kenyataannya, sebagai contoh,
gelombang-gelombang yang bergerak secara cepat akan melewati
gelombang-gelombang lain yang lebih pendek (lamban), yang selanjutnya
mengakibatkan terjadinya perubahan yang terus-menerus bersamaan dengan
gerakan gelombang-gelombang yang saling melampaui.
Jelasnya
gelombang-gelombang akan mengambil energi dan angin. Penyerapan energi
ini akan dilawan dengan mekanisme peredam, yaitu pecahnya gelombang dan
kekentalan air. Bila angin secara kontinyu berhembus dengan kecepatan
yang tetap untuk waktu dan ‘fetch’ yang cukup panjang, maka
jumlah energi yang terserap oleh gelombang akan diimbangi dengan energi
yang dikeluarkan sehingga suatu sistem ‘gelombang sempurna’ (fully
developed waves) akan tercapai. Sistem gelombang demikian
sebenarnya jarang dijumpai karena kondisi ‘steady’ tidak sering
terjadi, dan juga’fetch’ kadang-kadang dibatasi oleh kondisi
geografi lingkungan.
Bilamana angin berhenti
berhembus, sistem gelombang yang telah terbentuk akan segera melemah.
Karena gelombang pecah adalah merupakan mekanisme yang paling dominan,
maka gelombang pendek dan lancip, akan menghilang terlebih dulu,
sehingga tinggal gelombang-gelombang panjang yang kemudian menghilang
oleh gaya-gaya kekentalan, yang pada dasarnya lebih kecil dari gelombang
pecah.
Proses pelemahan
(menghilangnya) gelombang mungkin mencapai beberapa hari, yang bersamaan
dengan itu gelombang-gelombang panjang sudah bergerak dan menempuh
jarak ribuan kilometer, yang pada jarak yang cukup jauh dan tempat
mulainya gelombang akan dapat diamati sebagai alun (swell). Alun
biasanya mempunyai periode yang sangat panjang, dan bentuknya cukup
beraturan (reguler). Sistem gelombang yang terbentuk secara
lokal mungkin akan dipengaruhi oleh alun yang terbentuk dan tempat yang
jauh; yang tentu saja tidak ada kaitannya dengan angin lokal.
C. Teori Gelombang
Pada umumnya bentuk
gelombang di alam adalah sangat kompleks dan sulit digambarkan secara
sistematis karena ketidak-linieran, tiga dimensi dan mempunyai bentuk
yang random ( Suatu deret gelombang mempunyai periode dan tinggi
tertentu ). Beberapa teori yang ada hanya menggambarkan bentuk
gelombang yang sederhana dan merupakan bentuk pendekatan gelombang alam.
Ada beberapa teori dengan berbagai derajat kekomplekan dan ketelitian
untuk menggambarkan gelombang di alam diantaranya adalah teori airy,
Stokes, Gertsner, Mich, Knoidal, dan tunggal. Masing – masing teori
tersebut mempunyai batasan keberlakuan yang berbeda – beda. Teori yang
paling sederhana adalah teori gelombang linier yang pertama kali
ditemukan oleh Airy pada tahun 1845.
C.1 Teori Gelombang Linier
Teori gelombang linier diturunkan berdasarkan
persamaan laplace untuk aliran tidak rotasi (irotational flow)
dengan kondisi batas dipermukaan air dan dasar laut. Kondisi batas di
permukaan air didapat dengan melinearkan persamaan bernoli untuk aliran
tak mantap.
Anggapan-anggapan yang digunakan untuk menurunkan
persamaan gelombang adalah sebagai berikut :
1. Zat cair
adalah homogen dan tidak termampatkan, sehingga rapat massa adalah
konstan.
2. Tegangan
permukaan diabaikan.
3. Gaya
coreolis (akibat perputaran bumi ) diabaikan.
4. Tekanan pada
permukaan air adalah seragam dan konstan.
5. Zat cair
adalah ideal, sehingga berlaku aliran tak berotasi.
6. Dasar laut
adalah horizontal, tetap dan impermeable sehingga kecepatan vertical 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.
Teori
gelombang Airy mempunyai persamaan sebagai berikut :
Gambar di bawah ini menunjukkan contoh
khas rekaman elevasi gelombang lautan yang diambil dan pengamatan
gelombang lautan. Seperti yang diharapkan, rekaman menunjukkan patron
gelombang tak beraturan (irreguler) yang tentunya tidak dapat
dikenal patronnya yang spesifik. Dengan demikian gelombang acak
didefinisikan oleh empat besaran gelombang, untuk menunjukkan
karakteristik gelombang yang demikian: ri permukaan air tenang rata-rata
ke puncak (peak) atau lembah (through) gelombang.
Rekaman gelombang tipikal : Analisa
Puncak dan Lembah
ζa* = amplitude negatif
a.Amplitudo gelombang,ζa
(meter) : jarak vertikal pada (Puncak gelombang yang berada di
bawah garis air tenang dan lembah yang berada di atas permukaan diberi
tanda negatif sedang yang lain bertanda positif ).
b.Tinggi gelombang, Ha (meter)
: jarak vertical dari lembah ke puncak gelombang berikutnya.
c.Periode puncak gelombang, Tp
(detik) : waktu antara dua puncak gelombang
d.Periode silangan gelombang, Tz
(detik): waktu antara dua titik berurutan di mana permukaan
gelombang menyilang permukaan air tenang, baik pada saat permukaan
gelombang naik maupun turun.
Ukuran – ukuran di a untuk
mengkarakterisasikan keseluruhan waktu catatan gelombang (time
history). Dengan demikian tas cukup khas untuk sebagian tertentu
dan suatu rekaman yang akan dianalisa, tetapi mungkin tidak akan tepat
untuk menjelaskan karakteristik umum dan ‘time history’ gelombang
biasa dipakai bentuk harga rata-rata (mean) besaran-besaran
gelombang sebagai berikut:
¯ζa harga rata-rata dan
berbagai pengukuran ¯ζa (meter).
¯Ha harga rata-rata dan
berbagai pengukuran ¯Ha(meter).
¯Tp harga rata-rata dan
berbagai pengukuran ¯Tp(meter).
¯Tz harga rata-rata dan
berbagai pengukuran ¯Tz (meter).
Dua tambahan besaran parameter
gelombang:
¯ζ1/3 amplitudo signifikan : harga
rata-rata dari 1/3 jumlah keseluruhan pengukuran (meter).
H1/3 tinggi gelombang
signifikan : harga rata-rata dari 1/3 jumlah keseluruhan pengukuran Ha
(meter).
Huhungan antara ζ1/3 dengan H1/3
adalah sebagai berikut :
H1/3 = 20
ζa1/3 (m).
Di samping parameter-parameter statistik
sehubungan dengan puncak, lembah dan titik potong nol (zero
crossing), didapati pula parameter lain untuk mengukur
karakteristik gelombang irreguler. Di sini ‘time history’
gelombang yang dicatat dibuat sampel dengan memotong pada jarak waktu
yang cukup kecil untuk memperoleh pengukuran yang berurutan pada
kenaikan dan penurunan (depresi atau elevasi) permukaan gelombang
(meter) relatif terhadap garis datum, seperti ditunjukkan dalam gambar
3. Pada umumnya rekaman gelombang dipotong-potong denganjarak yang cukup
pendek, berkisar antara 0.5 atau 1.0 detik.
Dengan pengukuran yang dernikian akan
didapatkan tiga macam besaran, yaitu:
ζ = depresi permukaan rata-rata (mean)
Agar kedua macam analisa statistik di
atas dapat memberikan hasil yang cukup memadai, maka rekaman gelombang
setidak-tidaknya harus memuat sekitar 100 pasang puncak dan lembah
gelombang. Rekaman demikian umumnya diperoleh dengan pengamatan yang
dilakukan berkisar antara 20 s/d 30 menit. Rekaman yang lebih pendek
dapat memberikan hasil yang tidak akurat karena mungkin saja hasilnya
akan terlalu ekstrim (terlalu besar atau terlalu kecil) dan
karakteristik yang sebenarnya.