Gelombang Laut

Gelombang adalah getaran yang merambat. Bentuk ideal dari suatu gelombang akan mengikuti gerak sinusoide. Selain radiasi elektromagnetik, dan mungkin radiasi gravitasional, yang bisa berjalan lewat vakum, gelombang juga terdapat pada medium (yang karena perubahan bentuk dapat menghasilkan gaya memulihkan yang lentur) di mana mereka dapat berjalan dan dapat memindahkan energi dari satu tempat kepada lain tanpa mengakibatkan partikel medium berpindah secara permanen; yaitu tidak ada perpindahan secara masal. Malahan, setiap titik khusus berosilasi di sekitar satu posisi tertentu.
Suatu medium disebut:
1.    linear jika gelombang yang berbeda di semua titik tertentu di medium bisa dijumlahkan,
2.    terbatas jika terbatas, selain itu disebut tak terbatas
3.    seragam jika ciri fisiknya tidak berubah pada titik yang berbeda
4.    isotropik jika ciri fisiknya “sama” pada arah yang berbeda

Gelombang laut telah menjadi perhatian utama dalam catatan sejarah. Aristoteles (384-322 SM) mengamati hubungan antara angin dan gelombang. Namun, sampai sekarang, pengetahuan tentang mekanisme pembentukan gelombang dan bagaimana gelombang berjalan di lautan masih belum sempurna. Ini sebagian karena pengamatan karakteristik  gelombang di laut sulit dilakukan dan sebagian karena model matematika tentang perilaku gelombang didasarkan pada dinamika fluida ideal, dan perairan laut tidak sepenuhnya ideal. Tujuan dari bab ini adalah gambaran secara garis besar aspek kualitas dari gelombang laut dan menyelidiki beberapa hubungan sederhana dari dimensi gelombang dan karakteristiknya. Dimulai dari penentuan dimensi gelombang laut yang ideal dan gambarannya dalam terminologi berikut.


Gambar 1. Profil vertical dari dua gelombang laut ideal, menunjukkan dimensi linier dan bentuk sinusoidalnya (Sumber: The Open University, 2004).

Tinggi gelombang (H) adalah perubahan tinggi secara vertikal antara puncak gelombang dan lembahnya. Tinggi gelombang adalah dua kalinya amplitudo gelombang (a). Panjang gelombang (L) adalah jarak antara dua rangkaian puncak gelombang (atau memalui 2 puncak berturut-turut). Kecuraman  idefinisikan sebagai pembagian tinggi gelombang dengan panjang gelombang (H/L) seperti terlihat dalam Gambar 1, kecuraman tidak sama dengan kemiringan/ slope antara puncak gelombang dan lembahnya.
Interval waktu antara dua puncak yang berurutan yang melalui suatu titik tetap disebut sebagai perioda (T), dan diukur dalam detik. Jumlah puncak (atau jumlah lembah) yang melewati suatu titik tetap tiap detik disebut frekuensi (f).
PENGERTIAN GELOMBANG
Gelombang merupakan kejadian yang biasa terjadi dalam kehidupan seharihari. Contohnya suara, gerakan tali gitar, riak-riak di kolam dan ombak di laut. Karakteristik gerakan gelombang :
(i)    Gelombang mentransfer gangguan dari satu bagian material ke bagian lainnya
(ii)    Gangguan tersebut dirambatkan melalui material tanpa gerakan dari material tersebut (gabus hanya naik dan turun diatas riak, tetapi mengalami sangat sedikit perubahan bentuk dalam perjalanannya dalam kolam)
(iii)    Gangguan tersebut dirambatkan tanpa ada perubahan dari bentuk gelombang ( riak menunjukkan sangat sedikit perubahan dalam perjalanannya dalam kolam)
(iv)    Gangguan-gangguan tersebut dirambatkan dengan kecepatan yang tetap.
Jika material sendiri tidak dipindahkan /ditranspor oleh perambatan gelombang kemudian apa yang akan dipindahkan? Jawabannya “energi”, merupakan definisi yang tepat dari gerakan gelombang – sebuah proses dimana energi ditransporkan/ disebarkan melalui material tanpa perpindahan yang signifikan dari material itu sendiri. Jadi jika energi, bukan material yang dipindahkan, bagaimana kejadian alami dari pengamatan pergerakan ketika riak menjalar dalam kolam?
Ada dua aspek yang harus diperhatikan : Pertama perkembangan gelombang (yang telah dicatat), dan kedua, pergerakan partikel air. Pengamatan efek riak pada gabus menunjukkan bahwa partikel air bergerak keatas dan kebawah, tetapi pengamatan yang lebih dekat lagi mengungkapkan bahwa kedalaman air lebih besar daripada tinggi riak. Gabus digambarkan hampir bulat dalam bidang vertikal, sejajar dengan arah pergerakan gelombang.. Dalam pengertian lebih umum lagi, partikel dipindahkan dari posisi seimbang dan kemudian kembali ke posisi tersebut. Selanjutnya partikel-partikel tersebut mengalami perubahan gaya dan pemulihan kembali. Gaya gaya ini biasanya digunakan untuk menggambarkan jenis-jenis gelombang.
Jenis-jenis Gelombang
Semua gelombang dapat dianggap sebagai gelombang berjalan, dimana energi bergerak melalui atau permukaan material.
Terdapat juga gelombang berdiri contohnya senar gitar, yaitu jumlah gelombang berjalan dengan dimensi yang sama, tetapi berjalan dalam arah yang berlawanan.
Gelombang yang berjalan melalui material disebut Gelombang Badan, contoh gelombang badan adalah gelombang seismik P & S dan gelombang suara. Tetapi perhatian kita dalam bab ini adalah gelombang permukaan. Gelombang permukaan yang paling familiar adalah yang terjadi dibatas antara dua badan fluida, contohnya gelombang dapat terjadi pada batas antara dua lapisan diperairan laut yang berbeda densitasnya. Karena batas tersebut adalah suatu permukaan sehingga disebut gelombang permukaan, tetapi para ahli oseanografi biasanya menyebutnya gelombang internal/dalam. Osilasi lebih mudah terbentuk pada batas dalam dari pada permukaan laut, karena perbedaan densitas antara dua lapis air lebih kecil daripada batas air dan udara. Karena itu hanya diperlukan sedikit energy untuk membangkitkan gelombang internal daripada gelombang permukaan dengan amplitudo yang sama. Gelombang internal berjalan lebih lambat daripada gelombang permukaan. Dan gelombang internal ini penting dalam proses percampuran vertikal dalam laut. Gelombang permukaan disebabkan oleh gaya-gaya dari gerakan relatif antara dua lapisan, sebagai contoh tiupan angin di laut, atau oleh gaya eksternal yang mengganggu fluida.
Contoh dari gaya-gaya internal adalah tetesan hujan di kolam, gempa bumi, gaya gravitasional dari matahari dan bulan.
Gelombang yang disebabkan oleh gaya periodik , seperti efek matahari dan bulan menyebabkan pasang surut, yang mempunyai perioda sama dengan gaya-gaya penyebabnya. Kebanyakan gelombang yang lain, merupakan hasil dari gangguan tak periodik. Partikel air dipindahkan dari posisi seimbang dan untuk mempertahankan ke posisi tersebut memerlukan gaya pemulih. Dalam kasus gelombang air, gerakan partikel hasil dari gaya pemulih bekerja pada suatu siklus gelombang memberikan gaya perpindahan bekerja untuk siklus
berikutnya.
Perpindahan dan pemulihan kembali memberikan karakteristik gerakan gelombang osilatori, dengan bentuk sederhana karakteristik sinusoidal (Gambar 1 dan 6), dan biasanya mengacu pada gerakan harmonic sederhana. Pada kasus gelombang permukaan ada dua gaya pemulih yang mempertahankan gelombang berjalan.
1. Gaya gravitasional bumi
2. Tegangan permukaan, dimana kecendrungan dari molekul air untuk menempel bersama dan mengahdirkan permukaan paling terkecil ke udara. Dalam kasus pada gelombang air, jika kulit elastik yang lembut direntangkan/ditarik melalui permukaan air.
Gelombang air yang diakibatkan oleh gaya-gaya ini dalam kasus gelombang dengan panjang gelombang kurang dari 1,7 cm, gaya yang utama adalah tegangan permukaan, yang dikenal sebagai gelombang kapiler. Gaya kapiler adalah penting dalam konteks remote sensing dilaut. Namun perhatian utama para ahli oseanografi adalah gelombang permukaan dengan panjang gelombang lebih besar dari 1,7 cm, dan gaya utamanya adalah gravitasi, karena itu disebut gelombang gravitasi. Gambar 2. menggambarkan beberapa jenis gelombang dan penyebabnya.

 

Gambar 2. Jenis-jenis gelombang permukaan, menunjukkan hubungan antara panjang gelombang, frekuensi, gaya perpindahan dan jumlah relative energy dari masing masing gelombang (Sumber: The Open University, 2004).

Tidak semua gelombang dipindahkan dalam bidang vertikal, karena atmosfer dan laut berada dalam rotasi bumi, variasi vortisitas planetary terhadap lintang menyebabkan defleksi atmosferik dan aurs laut, dan
memberikan gaya pemulih yang memberikan osilasi dalam bidang horizontal, sehingga arus barat /timur cenderung berbelok kembali dan terus pada lintang seimbang. Gelombang skala besar ini disebut sebagai
gelombang Rossby atau planetary, dan mungkin terjadi sebagai gelombang permukaan atau gelombang internal.

Gelombang Laut yang dibangkitkan oleh Angin
Pada tahun 1779, Benyamin franklin megatakan, “Udara yang bergerak yaitu angin, melewati permukaan yang halus, akan mengganggu permukaan, dan menjadikan permukaan tersebut bergelombang, jika angina bertiup terus, maka menjadi elemen gelombang”.
Dengan kata lain, jika dua lapisan fluida yang mempunyai perbedaan kecepatan bertemu, maka akan ada tegangan friksi diantara keduanya, maka akan ada transfer energi. Di permukaan laut, kebanyakan energi yang ditransfer merupakan hasil dari gelombang, namun dengan proporsi yang kecil merupakan hasil dari arus yang dibangkitkan oleh angin. Pada tahun 1925 Harold Jeffrey S. menganggap gelombang memperoleh energi dari angin karena perbedaan tekanan yang disebabkan efek dari puncak gelombang. (Gambar 3) Walaupun hipotesa dari Jeffrey gagal menjelaskan bentuk gelombang yang sangat kecil, tapi berlaku jika :
1. Kecepatan angin lebih besar dari kecepatan gelombang.
2. Kecepatan angin melebihi 1 m/s
3. Gelombang cukup curam untuk memberikan efek berlindung /naungan.
Secara empiris, dapat ditunjukkan bahwa efek naungan akan maksimum jika kecepatan angin diperkirakan tiga kalilebih besar dari kecepatan gelombang. Di laut yang terbuka, gelombang yang dibangkitkan oleh angina mempunyai kecuraman (H/L) sekitar 0,03 – 0,06. Secara umum, semakin besar perbedaan kecepatan dan gelombang, semakin curam gelombangnya. Namun seperti yang kita lihat kemudian, kecepatan gelombang di laut dalam tidak ada hubungannya dengan kecuraman gelombang, tetapi panjang gelombangnya, semakin besar panjang gelombang, semakin cepat gelombang berjalan.

Gambar 3. Model pembentukan gelombang Jeffrey (Sumber: The Open University, 2004)

Perhatian urutan kejadian jika, setelah cuaca tenang. Angin mulai bertiup, sampai bertiup kencang untuk beberapa waktu. Petumbuhan gelombang yang tidak signifikan terjadi jika kecepatan angin melebihi 1 m/s. kemudian gelombang curam yang kecil akan terbentuk dengan meningkatnya kecepatan angin. Bahkan sampai angin mencapai kecepatan yang konstan, gelombang terus tumbuh dengan kenaikan yang cepat sampai mencapai ukuran dan panjang gelombang (dan kemudian kecepatan) yang sebanding dengan 1/3 kecepatan angin. Dibawah posisi ini, gelombang terus meningkat ukurannya, panjang gelombang dan kecepatannya, tetapi dengan laju yang berkurang. Selanjutnya mungkin diharapkan gelombang tumbuh terus sampai kecepatan yang sama dengan kecepatan angin, namun dalam prakteknya pertumbuhan gelombang berhenti pada saat kecepatan gelombang masih dibawah kecepatan angin, hal ini karena :
1.    Beberapa energi angin ditransferkan ke permukaan laut melalui gaya tangensial, yang kemudian menghasilkan arus permukaan
2.    Beberapa energi angin didisipasikan/dikurangi oleh gesekan.
3.    Energi hilang dari gelombang lebih besar sebagai hasil dari While Chapping yaitu pecahnya puncak gelombang karena dibawa kedepan oleh angin yang lebih cepat dari perjalanan gelombang itu sendiri.
Banyak pengurangan/disipasi energi selama while Chapping dikonversikan menjadi momentum air,  memperkuat arus permukaan yang diawali oleh proses 1 diatas.
Tinggi Gelombang dan Kecuraman Gelombang
Tinggi gelombang dipengaruhi oleh komponen-komponen gelombang, yaitu perbedaan frekuensi dan amplitudo. Dalam teori, jika tinggi dan frekuensi gelombang diketahui, adalah sangat memungkinkan untuk memprediksi secara akurat tinggi dan frekuensi gelombang terbesar. Dalam prakteknya hal ini tidak mungkin. Gambar 4 menggambarkan kisaran tinggi gelombang yang terjadi dalam waktu yang pendek pada suatu lokasi – tidak ada pola yang jelas untuk variasi tinggi gelombang.

Gambar 4. Rekaman gelombang pada satu titik (Sumber: The Open University, 2004).

Untuk aplikasi penelitian gelombang, diharuskan memilih sebuah tinggi gelombang yang merupakan karakteristik dari kondisi laut. Yang digunakan oleh para ahli oseanografi adalah tinggi gelombang signifikan atau H1/3 , yaitu tinggi gelombang rata-rata dari 1/3 tinggi gelombang yang tertinggi dari semua gelombang yang terjadi dalam perioda waktu tertentu. Dalam pencatatan gelombang, terdapat juga tinnggi gelombang maksimum , Hmax . Prediksi Hmax untuk perioda waktu tertentu merupakan harga yang penting dalam desain bangunan seperti halangan banjir, instalasi pelabuhan, dan flatform pengeboran. Untuk membangun bangunan ini tingkat keselamatan yang tinggi seharusnya tidak mahal, tetapi dengan perkiraan Hmax yang salah dapat menyebabkan konsekuensi yang tragis. Namun perlu diperhatikan kejadian yang acak dari Hmax . Gelombang dengan Hmax (25 th) akan terjadi 1 kali setiap 25 tahun. Ini tidak berari gelombang tersebut otomatis terjadi dalam 25 tahun sekali mungkin dengan perioda waktu yang
lebih lama tidak terjadi gelombang tersebut. Jika kecepatan angin meningkat, maka H1/3 dalam fully  developed sea meningkat. Hubungan antara kondisi laut, H1/3 dan kecepatan angina dinyatakan oleh skala Beaufort (Gambar 5). Skala Beaufort dapat dipergunakan untuk memperkirakan kecepatan angin laut, tetapi hal ini hanya valid untuk gelombang yang dibangkitkan oleh sistem cuaca lokal, dan dengan asumsi ada cukup waktu untuk keberadaan fully develoved sea.
Tinggi gelombang absolut kurang penting untuk para pelaut dibandingkan kecuramannya (H/L). kebanyakan gelombang yang dibangkitkan oleh angin mempunyai kecuraman dalam orde 0,03 – 0,06. Gelombang yang lebih curam dari kisaran tersebut dapat menyebabkan masalah untuk kapal, tetapi untungnya kecuraman gelombang jarang melebihi 0,1. Secara umum kecuraman gelombang berkurang dengan meningkatnya panjang gelombang. Gelombang yang berombak pendek yang dibangkitkan dengan cepat oleh angin lokal yang keras biasanya tidak menyenangkan untuk kapal-kapal kecil karena gelombangnya curam walaupun tidak tinggi. Di laut terbuka gelombang yang sangat tinggi biasanya berjalan dengan sedikit gangguan karena panjang gelombang yang relatif panjang.

Gambar 5. Skala Beaufort

BENTUK GELOMBANG
Untuk menyederhanakan teori gelombang permukaan, diasumsikan bentuk gelombang adalah sinusoidal yang dinyatakan oleh kurva pada 6. asumsi ini menyatakan perpindahan gelombang (η) sebagai gerakan harmonik sederhana yaitu variasi putaran dalan level air yang disebabkan oleh lintasan gelombang.  Gambar 6. menunjukkan bagaimana variasi perpindahan gelombang terhadap waktu pada titik tertentu. Sebelum penentuan perpindahan, terlebih dahulu kita mengingat kembali hubungan antara perioda dan frekuensi.

Gambar 6. Perpindahan Gelombang ideal pada titik yang tetap (Sumber : The Open University, 2004).

Kurva yang ditunjukkan dalam Gambar 6 adalah sinusoidal. Namun kebanyakn gelombang yang dibangkitkan oleh angin bukanlah bentuk sinusoidal sederhana. Semakin curam gelombang semakin jauh dari kurva sinus-nya. Gelombang yang sangat curam menyerupai kurva trochcoidal yang digambarkan dalam Gambar 7.

Gambar 7. Profil vertical dua gelombang trochoidal (Sumber : The Open University, 2004).

Gerakan Partikel Air
Partikel air di laut dalam bergerak dalam bentuk hampir lingkaran. Di puncak gelombang, partikel bergerak dalam arah yang sama dengan penjalaran gelombang, dan di lembah bergerak dalam arah yang
berlawanan. Di permukaan, diameter orbital berkaitan dengan tinggi bertambahnya kedalaman hingga kedalaman air sama dengan ½ panjang gelombang dan diameter orbital diabaikan dan tidak ada perpindahan partikel air Gambar 8.

(a)

(b)

Gambar 8. Gerakan partikel dalam gelombang perairan (a ) Laut dalam (b) Laut dangkal

Gerakan partikel air alami di dalam gelombang merupakan aplikasi praktis yang penting. Misalnya, air bawah laut hanya mempunyai kedalaman 150 m untuk menghindari efek dari badai laut dan pengetahuan dari penurunan secara eksponensial gelombang terhadap kedalaman merupakan implikasi untuk desain pemboran minyak terapung.
Teori Gelombang Permukaan
Terdapat hubungan matematik antara karakteristik panjang gelombang (L), peroda (T) dan tinggi gelombang (H) terhadap kecepatan gelombang dan energi gelombang dilaut dalam. Pertama, kecepatan gelombang ( c ) Kecepatan gelombang ditentukan dari waktu yang diberikan untuk panjang gelombang yang melewati titik tertentu, yaitu :
   ………………………………………………………………(1)
Dua istilah yang ditemukan dalam literatur oseanografi adalah bilangan gelombang, k, dimana k = 2π/T.
Kecepatan Gelombang di Laut Dalam dan Perairan Dangkal
Perlu diperhatikan, bahwa kecepatan gelombang yang telah disebutkan diatas adalah untuk gelombang yang berjalan di laut dalam. Di perairan dangkal, kedalaman air berpengaruh pada kecepatan gelombang, kecepatan gelombang dapat dinyatakan dalam persamaan :
………………………………………….(2)
dimana percepatan gravitasi bumi, g = 9,8 ms-2, L = Panjang gelombang (m) dan d = Kedalaman air (m), tanh adalah fungsi matematik yang disebut tangen hiperbolik. Jika x kecil, misalnya kurang dari 0,05 maka tanh x ≈ x. Jika x lebih besar dari π, maka tanh x ≈ 1
Asumsi-Asumsi Dalam Teori Gelombang Permukaan.
Teori gelombang sederhana diasumsikan sebagai berikut :
1.    Bentuk gelombang adalah sinusoidal.
2.    Amplitudo gelombang sangat kecil dibanding dengan panjang gelombang dan kedalaman air.
3.    Viskositas dan tegangan permukaan diabaikan.
4.    Gaya koriolis dan vortisitas, yang keduanya bergantung pada rotasi bumi dapat diabaikan.
5.    Kedalaman air seragam dan dasar air tidak ada benjolan-benjolan.
6.    Gelombang tidak didefleksi oleh daratan atau penghalang yang lain.
7.    Gelombang tiga dimensi analog dengan model dua dimensi.

Tidak ada asumsi diatas yang valid, tetapi dalam prakteknya, prediksi dengan menggunakan model gelombang permukaan yang sederhana cukup mendekati perilaku gelombang yang dibangkitkan oleh angin.
DISPERSI GELOMBANG dan KECEPATAN KELOMPOK (Group)
Gelombang perairan dalam yang mempunyai gelombang terpanjang dan perioda terbesar berjalan paling cepat dan yang pertama tiba di daerah dari badai yang membangkitkannya. Percobaan sederhana dari pelemparan batu ke kolam menunjukkan pita riak yang bertambah lebar dengan bertambahnya jarak dari asal gangguan. Riak- riak dengan panjang gelombang yang lebih besar merambat dengan jarak yang lebih kecil, sebagai contoh dispersi.
Masing-masing riak berjalan lebih cepat dari pada pita riaknya, riak terlihat di belakang pita, berjalan terus dan menghilang di depan. Kecepatan pita tersebut disebut kecepatan kelompok (group speed), yang berkisar ½ kecepatan gelombang dari masing-masing riak yang berjalan melalui pita.
Untuk memahami hubungan antara kecepatan gelombang dengan kecepatan kelompok (group speed), efek tambahan dari dua set gelombang perlu ditentukan. Jika perbedaan antara panjang gelombang dari dua set gelombang relatif kecil, kedua set tersebut akan “tercampur” dan menghasilkan sebuah set tunggal dari gelombang resultan. Gambar 9 menunjukkan contoh percampuran sederhana dan ideal, dimana puncak dua rentetan gelombang yang bertepatan, amplitude gelombang ditambahkan dan gelombang resultan dua kali dari amplitude dua gelombang asal, dimana 2 rentetan gelombang keluar dari fasa yaitu
dimana puncak dari 1 rentetan gelombang bertepatan dengan lembah gelombang yang lain, permukaan air mempunyai perpindahan yang minimal.

Gambar 9. Gabungan dua gelombang dengan panjang gelombang yang berbeda tetapi dengan amplitude yang sama

Dua komponen rentetan gelombang kemudian berinteraksi, masing-masing kehilangan identitasnya dan membentuk kombinasi menjadi kelompok (group), dipisahkan oleh daerah-daerah yang hampir bebas dari gelombang. Group gelombang berkembang lebih lambat dari gelombang individu dalam kelompok, dalam hal kejadian dan perambatannya, kecepatan kelompok (group) lebih signifikan dari kecepatan gelombang individual. Gelombang individual tidak bertahan lama di laut terbuka, hanya selama melewati lembah kelompok.

Gambar 10. Hubungan antara kecepatan gelombang dan kecepatan kelompok

Gambar 10 menunjukkan hubungan antara kecepatan gelombang (biasanya disebut kecepatan fase) dan kecepatan kelompok di laut terbuka.Jika dua set gelombang tercampur untuk menghasilkan rentetan kelompok gelombang, kecepatan kelompok (group speed) (cg) adalah perbedaan antara dua frekuensi sudut (σ1 dan σ2) dibagi dengan perbedaan antara dua bilangan gelombang (k1dan k2) yaitu :
………………………………………………………….(3)
cg dapat dinyatakan dalam kecepatan c1 dan c2 dari dua rentetan  gelombang. Persamaannya menjadi :
………………………………………………………….. ..(4)
jika c1 hampir sama dengan c2, persamaan 4 menjadi :
…………………………………….. (5)
dimana c adalah kecepatan rata-rata dari dua rentetan gelombang
Apa yang terjadi pada kecepatan kelompok (group speed) jika gelombang memasuki perairan dangkal?
Persamaan 2 menunjukkan bahwa jika perairan menjadi dangkal psnjsng gelombang menjadi kurang penting dan kedalaman air menjadi penting, dalam penentuan kecepatan gelombang, karenanya kecepatan gelombang dperairan dangkal mendekari kecepatan kelompok (group speed), bahkan pada kedalaman kurang dari L/20, semua gelombang berjalan dengan kecepatan yang sama pada kedalaman yang ditentukan, tidak akan ada percampuran gelombang, karena itu masing-masing gelombang mewakili kelompoknya sendiri, sehingga di perairan dangkal kecepatan gelombang mewakili kecepatan “kelompok”nya masing-masing, sehingga di perairan dangkal kecepatan kelompok menjadi sama dengan kecepatan gelombang.
Energi Gelombang
Energi gelombang terbagi dalam dua bentuk :
1.    Energi kinetik, dimana energi yang terdapat dalam gerakan orbital parikel air.
2.    Energi potensial, ialah energi yang dipunyai partikel ketika dipindahkan dari posisi rata-ratanya.
Energi total persatuan luas :
……………………………………………………….(6)

dimana :ρ adalah densitas air (kg.m-3), g = 9,8 ms-1 dan H adalah tinggi gelombang (m). Energi (E) dalam satuan joule per meter kuadrat (Jm-2)
Perambatan Energi Gelombang
Energi berada dalam kelompok gelombang, dan dirambatkan pada kecepatan kelompok. Laju dimana energi dirambatkan persatuan panjang dari puncak gelombang disebut daya gelombang. Dan merupakan hasil dari kecepatan kelompok (cg) dan energy gelombang per satuan luas (E).
Daya gelombang dapat menjadi sumber energi alternatif dan telah digunakan dalam skala kecil untuk mengisi baterai pada cahaya pelayaran buoy.
Pemanfaatan energi gelombang pada skala besar menghasilkan banyak masalah, seperti :
1.    Kondisi laut harus dipastikan menyediakan gelombang dengan amplitudo yang cukup untuk membuat konversi yang berguna.
2.    Instalasi dapat membahayakan pelayaran atau ekosistem laut. Energi gelombang alami dimana baris konversi yang panjangnya beberapa kilometer diperlukan unutk membangkitkan elektrisitas yang sebanding dengan stasiun listrik konvensional. Hal in dapat membentuk keramaian di perairan lepas pantai, yang mungkin bercampur dengan rute kapal, walaupun kondisi laut lebih tenang pada sisi pantai. Kondisi yang lebih tenang, mengurangi sirkulasi air, sedikit transpor sedimen dan meningkatnya pertumbuhan binatang dan tumbuhan laut. Polutan kurang terbilas/dicucikan dari lingkungan.
3.    Biaya kapital dari stasiun listrik terapung dan hubungan transmisi energi dan sistem penyimpanan sangat besar. Instalasi memerlukan kekuatan yang cukup untuk mengatasi kondisi badai, serta cukup sensitif untuk dapat membangkitkan daya dari kisaran ukuran gelombang yang lebar. Untuk slaka yang besar memerlukan biaya yang sangat mahal daripada sumber energi konvensional. Daya gelombang dengan skala yang relatif kecil lebih memungkinkan seperti yang ditunjukkan oleh Norwegia, pada tahun 1985 dengan daya 850 KW. Mesin ini terletak dipantai barat Norwegia, dimana gelombang memasuki teluk sempit dan terjadi peningkatan tinggi gelombang dan energi.

Swell
Permukaan laut jarang sekali diam, bahkan jika tidak ada angin permukaan laut seperti “cermin” pengamat yang baik akan melihat gelombang dengan panjang gelombang yang sangat besar (katakanlah 300-600 m) dan hanya beberapa cm amplitudonya. Pada waktu lain, laut dengan pembangkitan gelombang secara lokal dan panjang gelombang yang kecil dan berjalan dengan gelombang kecil, mungkin pada sudut angin yang besar, gelombang yang lain dengan panjang gelombang yang besar. Gelombang yang lama tersebut disebut Swell, dimana secara sederhana didefinikan sebagai gelombang yang dibangkitkan disuatu tempat dan berjalan jauh dari tempat asalnya.
Pengamatan yang sistematik menunjukkan bahwa angin lokal dan gelombang memberikan efek yang sangat kecil pada ukuran dan penjalaran gelombang swell. Swell dapat melewati laut yang dibangkitkan secara local tanpa halangan atau interaksi. Hal ini karena jika gelombang-gelombang Swell meninggalkan daerah badai, tetapi tinggi gelombangnya secara perlahan berkurang, disebabkan atenuasi. Jika tinggi gelombang berkurang menjadi beberapa cm gelombang swell menjadi tidak cukup curam untuk dipengaruhi secara signifikan oleh angin.
Di lautan kita menemukan gelombang berjalan dalam beberapa arah. Untuk mendapatkan deskripsi yang sempurna dari permukaan laut, amplitudo, frekuensi dan arah penjalaran masing-masing komponen diperlukan. Distribusi energi dari permukaan dapat dihitung, tetapi seperti yang dibayangkan, proses yang kompleks di laut memerlukan peralatan yang mahal untuk mengukur karakterisrik gelombang dan fasilitas computer untuk perhitungannya.
Satu atau lebih dari komponen laut mungkin saja gelombang panjang atau swell hasil dari suatu badai yang jauh. Dalam prakteknya sekitar 90% energi dari permukaan laut menjalar dengan sudut 450 dari arah angin. Konsekuensinya, gelombang yang dibangkitkan oleh badai di daerah local  di laut yang besar menyebar keluar sebagai segmen sebuah lingkaran. (Gambar 6.11). jika keliling lingkaran bertambah, maka energi persatuan panjang akan mengecil, sehingga energi total dari segmen tetap sama. Gelombang dengan perioda terlama berjalan paling cepat dan gelombang mendahului berjalan dari frekuensi yang lebih tinggi (perioda pendek). Dekat badai , dispersi tidak mungkin didefinisikan, tetapi lebih jauh bergerak dari lokasi badai, lebih jelas penyebaran gelombang dengan perbedaan frekuensi.


Gambar 11. Penyebaran sweel di pusat badai

Jika dicatat gelombang yang datang berasal dari badai yang jauh jaraknya ( lebih dari 1000 km), akan terlihat puncak spektrum energi gelombang yang bergerak dengan frekuensi yang lebih tinggi. Dengan pencatatan frekuensi dari setiap seri gelombang swell yang melalui suatu titik, maka dapat dihitung kecepatannya. Dari suatu set kecepatan, sebuah grafik dapat diplot untuk memperkirakan waktu dan tempat asal gelombang swell tersebut. Sebelum adanya satelit meteorologi, metode ini sering digunakan
untuk menentukan dimana dan kapan terjadinya badai.
Atenuasi Energi Gelombang
Atenuasi termasuk kehilangan atau disipasi energi gelombang, yang menghasilkan pengurangan tinggi gelombang. Energi didisipasi dalam empat cara :
1.    White-capping, dimana trnsfer energi gelombang menjadi energy kinetik dari pergerakan air, kemudian memperkuat arus permukaan yang digerakkan oleh angin (Bagian 6.1.2)
2.    Atenuasi viskositas, yang menjadi penting hanya untuk gelombang kapiler yang berfrekuensi sangat tinggi termasuk disipasi energy menjadi panas oleh gesekan antara molekul air.
3.    Hambatan udara, yang berlaku pada gelombang dengan kecuraman yang besar yang meninggalkan daerah pembentukannya dan memasuki daerah tenang atau angin arahnya berlawanan
4.    Interaksi gelombang non-linier, yang lebih kompleks dari kombinasi yang sederhana dari frekuensi untuk menghasilkan kelompok gelombang yang diterangkan pada Bagian 6.3
Interaksi non-linier menjadi berarti dalam kisaran frekuensi 0.2 – 0.3 s-1. Kelompok dari 3 atau 4 frekuensi dapat berinteraksi dalam cara non-linier kompleks, untuk mentransfer energi gelombang dari frekuensi yang lebih tinggi atau yang lebih rendah. Analog yang kasar adalah pada tumbukan 2 tetesan air. Kombinasi linier terjadi pada penggabungan 2 tetesan air menjadi 1 tetesan air yang lebih besar, dimana kombinasi non-linier sama dengan tumbukan diantara tetesan-tetesan sehingga tetesan itu terbelah menjadi tetesan-tetesan dengan ukuran yang berbeda. Jumlah air dalam tetesan tersebut (analog dengan jumlah energi gelombang) adalah sama sebelum dan sesudah tumbukan.
Gelombang Pecah
Gelombang pecah adalah suatu sistem yang sangat komplek. Bahkan dalam beberapa jarak sebelum gelombang pecah, bentuknya tidak sinusoidal lagi. Kemudian model matematika untuk gelombang seperti ini lebih komplek dari pada yang diasumsikan dalam bab ini. Jika terjadi gelombang pecah, energi yang diterima dari angin, berkurang. Beberapa energi dibalikkan kembali ke laut, jumlahnya bergantung kepada kemiringan pantai, semakin kecil sudut kemiringan pantai, semakin kecil energi yang dibalikkan.
Kebanyakan energi berkurang sebagai panas dalam percampuran skala kecil dari buih air dan pasir.
Beberapa energi digunakan untuk memecahkan batu besar atau partikel mineral menjadi kecil, dan masih
digunakan untuk meningkatkan tinggi gelombang dan selanjutnya meningkatkan energi potensial dari bentuk pantai. Aspek terakhir ini tergantung pada jenis gelombang yang lembut dan swell cendrung membangun pantai, tetapi gelombang badai mengikis pantai.
Empat jenis utama gelombang pecah :
1.    Spilling, dicirikan oleh buih dan turbulensi di puncak gelombang. Spilling biasanya dimulai beberapa jarak dari pantai dan disebabkan jika lapisan air di puncak bergerak lebih cepat dari pada gelombang seluruhnya. Gelombang seperti ini dicirikan dengan kemiringan pantai yang landai. Gelombang pecah terlihat di pantai selama badai, jika gelombang curam dan pendek.
2.    Plunging, adalah jenis gelombang yang paling menakjubkan. Bentuknya yang klasik, banyak disukai oleh peselancar. Puncaknya menggulung keatas dan terjun ke bawah, pengurangan energinya pada jarak yang pendek. Plunging terjadi pada pantai yang relatif landai dan berkaitan dengan swell yang panjang yang dibangkitkan oleh badai. Gelombang badai yang dibangkitkan secara lokal jarang membentuk plunging pada pantai yang landai, tetapi pada pantai yang curam hal itu terjadi.
3.    Collapsing, sama dengan plunging, kecuali pada puncak yang menggulung, muka gelombang jatuh. Gelombang ini terjadi pada pantai dengan kemiringan yang agak curam dan dibawah kondisi angin yang sedang.
4.    Surging, terjadi pada pantai yang sangat curam, dibentuk dari gelombang yang rendah dengan perioda panjang, dan muka gelombang dan puncaknya relatif tidak pecah seperti gelombang yang meluncur ke pantai.

 

Gambar 12. Tipe gelombang pecah

 

GELOMBANG DENGAN KARAKTER YANG TIDAK BIASA
Gelombang dengan karakter yang tak biasa merupakan hasil dari beberapa kondisi seperti kombinasi frekunsi-frekuensi gelombang, efek penyempitan daratan, interaksi antara gelombang dan arus laut, atau gempa bumi bawah laut. Dampak kehancuran gelombang besar tak normal ini telah dikenal, dan prediksi dimana dan kapan gelombang-gelombang tersebut terjadi adalah sangat penting untuk kehidupan dekat dengan laut dan di laut terbuka.
TSUNAMI
Tsunami adalah kata dalam bahasa Jepang yang artinya gelombang laut dengan panjang gelombang yang sanagat besar, disebabkan baik oleh gangguan seismik, atau oleh pergerakan massa sedimen dasar laut akibat gravitasi yang tidak stabil. Meskipun sering disebut sebagai gelombang pasang surut, Tsunami tidak disebabkan oleh pengaruh pasang. Tsunami biasanya mempunyai panjang gelombang kira-kira ratusan km.

Meskipun Tsunami menjalar di lautan terbuka dengan kecepatan tinggi, tinggi gelombangnya kecil, biasanya sekitar 1 m dan seringnya tidak terdeteksi. Seperti jawaban anda untuk pertanyaan 1.18 menunjukkan, walaupun di laut terbuka perbandingan antara panjang gelombang dan kedalaman sedemikian rupa Tsunami menjalar sebagai gelombang perairan dangkal, yaitu kecepatannya selalu ditentukan oleh kedalaman laut yang dilewatinya. Jadi, dalam mencapai perairan yang lebih dangkal, kecepatannya berkurang, tetapi energi dalam gelombang tetap sama. Oleh karena itu, tinggi gelombang harus bertambah.
Kerusakan yang sangat besar dapat ditimbulkan oleh Tsunami. Hal ini tidak diketahui oleh orang-orang yang berada di atas kapal yang berlabuh di lepas pantai untuk menyadari Tsunami yang sedang lewat di bawah mereka, tapi untuk menyaksikan garis pantai terdekat yang ditumbuk oleh gelombang besar ini hanya dibutuhkan waktu beberapa detik kemudian. Tsunami sering muncul di Lautan Pasifik, karena daerah tersebut sering mengalami aktivitas seismik. Deteksi gempa bumi yang akurat dapat memberikan peringatan saat Tsunami menuju pantai dengan jarak tertentu dari pusat gempa. Di sekitar Lautan Pasifik, stasiun-stasiun system pengendali telah lama didirikan, di mana Honolulu sebagai pusat administratif dan geografik.

Tsunami juga sering disangka sebagai gelombang air pasang. Ini karena saat mencapai daratan, gelombang ini memang lebih menyerupai air pasang yang tinggi daripada menyerupai ombak biasa yang mencapai pantai secara alami oleh tiupan angin. Namun sebenarnya gelombang tsunami sama sekali tidak berkaitan dengan peristiwa pasang surut air laut. Karena itu untuk menghindari pemahaman yang salah, para ahli oseanografi sering menggunakan istilah gelombang laut seismik (seismic sea wave) untuk menyebut tsunami, yang secara ilmiah lebih akurat.
Tsunami terjadi karena adanya gangguan impulsif terhadap air laut akibat terjadinya perubahan bentuk dasar laut secara tiba-tiba. Ini terjadi karena tiga sebab, yaitu : gempa bumi, letusan gunung api dan longsoran (land slide) yang terjadi di dasar laut. Dari ketiga penyebab tsunami, gempa bumi merupakan penyebab utama. Besar kecilnya gelombang tsunami sangat ditentukan oleh karakteristik gempa bumi yang menyebabkannya. Bagian terbesar sumber gangguan implusif yang menimbulkan tsunami dahsyat adalah gempa bumi yang terjadi di dasar laut. Walaupun erupsi vulkanik juga dapat menimbulkan tsunami dahsyat, seperti letusan gunung Krakatau pada tahun 1883.
Gempa bumi di dasar laut ini menimbulkan gangguan air laut, yang disebabkan berubahnya profil dasar laut. Profil dasar laut iniumumnya disebabkan karena adanya gempa bumi tektonik yang bisa menyebabkan gerakan tanah tegak lurus dengan permukaan air laut atau permukaan bumi. Apabila gerakan tanah horizontal dengan permukaan laut, maka tidak akan terjadi tsunami.
Apabila gempa terjadi didasar laut, walaupun gerakan tanah akibat gempa ini horizontal, tetapi karena energi gempa besar, maka dapat meruntuhkan tebing-tebing (bukit-bukit) di laut, yang dengan sendirinya gerakan dari runtuhan in adalah tegak lurus dengan permukaan laut. Sehingga walaupun tidak terjadi gempa bumi tetapi karena keadaan bukit/tebing laut sudah labil, maka gaya gravitasi dan arus laut sudah bisa menimbulkan tanah longsor dan akhirnya terjadi tsunami. Hal ini pernah terjadi di Larantuka tahun 1976 dan di Padang tahun 1980.
Gempa-gempa yang paling mungkin dapat menimbulkan tsunami adalah :
1. Gempa bumi yang terjadi di dasar laut.
2. Kedalaman pusat gempa kurang dari 60 km.
3. Magnitudo gempa lebih besar dari 6,0 Skala Richter.
4. Jenis pensesaran gempa tergolong sesar naik atau sesar turun. Gaya-gaya semacam ini biasanya terjadi pada zona bukaan dan zona sesar.
Magnitudo Tsunami yang terjadi di Indonesia berkisar antara 6-9 Skala Richter, dengan tinggi gelombang Tsunami maksimum yang mencapai pantai antara 4 – 24 meter dan jangkauan gelombang ke daratan antara 50 sampai 200 meter dari garis pantai. .

Sebab-sebab Terjadinya Tsunami
Tsunami dapat dipicu oleh bermacam-macam gangguan (disturbance) berskala besar terhadap air laut, misalnya gempa bumi, pergeseran lempeng (Animasi Tsunami), meletusnya gunung berapi di bawah laut, atau tumbukan benda langit. Tsunami dapat terjadi apabila dasar laut bergerak secara tiba-tiba dan mengalami perpindahan vertikal.
Cara-cara yang dianjurkan untuk menghadapi Tsunami adalah :
1. relokasi daerah pemukiman
2. membuat jalan atau llintasan untuk melarikan diri dari Tsunami
3. melakukan latihan pengungsian
4. menanami daerah pantai dengan tanaman (bakau/mangrove) yang secara efektif dapat menyerap energi gelombang
5. membiarkan lapangan terbuka untuk menyerap energi Tsunami
6. membuat dike ataupun breakwater di daerah yang memungkinkan
7. membuat suatu sistem peringatan dini (early warning sistem)
Ini merupakan langkah-langkah praktis dalam meminimalisasi gelombang Tsunami yang terjadi, tentu bukan hal yang mudah karena pada umumnya di dalam penerapan tahapan ini haruslah di sokong oleh perencanaan sistematis di dalam perencanaan kota.

SEICHES
Seiche adalah gelombang tegak (Standing Wave), yang dapat dianggap sebagai jumlah dari dua gelombang berjalan, menjalar pada arah yang berlawanan. Seiche dapat muncul di danau, dan pada teluk, muara dan pelabuhan yang membuka pada lautan pada satu sisinya. Sebuah seiche dapat dengan mudah dimodelkan dengan cara mengisi bak mandi biasa dengan air, dan mengatur air ke dalam gerakan bolak-balik dengan cara menggerakkan tangan maju mundur didalam air.

Contoh Seiches

Seiche atau Standing Waves adalah penjumlahan dari dua progressive waves ( dengan dimensi yang sama atau hamper sama), yang menjalar dalam arah yang berlawanan. Ciri-ciri dari Seiche adalah gelombang akan naik turun hanya di tempat. Sedangkan pada progressive waves biasa gelombang akan berjalan mendatar. Menurut National Tsunami Hazard Mirigation Program seiche (fluktuasi muka air) adalah gelombang yang bergerak bolak balik baik sebagian maupun sepenuhnya terdiri dari kumpulan air, mungkin disebabkan oleh gelombang seismik dalam periode yang panjang, gelombang anging dan air ataupun tsunami. Menurut JTIC (Jakarta Tsunami Information System) seiche adalah fluktuasi yang dimulai dari gelombang diam yang berayun sebagian dalam suatu kumpulan air atau seluruhnya. Seiche mungkin disebabkan oleh gelombang seismik berperiode panjang (gempa bumi), gelombang angin dan air, atau tsunami.
Konsep Dasar

Konsep Standing wave  (Hitam) yang merupakan penjumlahan dua gelombang yang bergerak dengan arah berlawanan (Merah  dan Biru).

Seiche Dalam Beberapa Kondisi

Gambar Kondisi 2 Dinding Tertutup dan Kondisi 1 Dinding Tertutup

Perlu diingat bahwa formula ini diasumsikan untuk kondisi perairan dangkal (Shallow Water). Seiche akan terjadi bila resonant dari basin dengan periode yang datang (ataupun kelipatannya), maka dalam kasus ini terjadi Seiche.
Ada beberapa kondisi yang diakibatkan oleh seiche pada kolam pelabuhan yaitu;

-Pada kondisi antinode yaitu pola pergerakan gelombang akan naik turun, dimana gerakan vertical akan maksimum dan gerakan horizontal akan minimum, hal ini menyebabkan lambung kapal dapat menghantam dasar kolam sehingga rusak ataupun karam.
-Pada kondisi node yaitu pola pergerakan gelombang akan bergerak ke samping baik kiri dan kanan akan menyebabkan kapal-kapal yang menambat di kolam pelabuhan akan saling menghantam ataupun menghantam benda di sekitar pelabuhan, misalnya dinding pelabuhan.
-Pada kondisi antinode yang terlalu tinggi, tinggi muka air laut akan melebihi tinggi jagaannya sehingga menyebabkan banjir pada kolam pelabuhan.

Referensi dan Materi Kuliah dapat diunduh disini:

Pengantar Oseanografi BRKP

Introduction to Physical Oceanography

 

 

 

 

This entry was posted in Oceanography and tagged , , , . Bookmark the permalink.

Leave a Reply

Your email address will not be published. Required fields are marked *


*

You may use these HTML tags and attributes: <a href="" title=""> <abbr title=""> <acronym title=""> <b> <blockquote cite=""> <cite> <code> <del datetime=""> <em> <i> <q cite=""> <strike> <strong>