BAB II TINJAUAN PUSTAKA. Pengendapan di laut biasanya terbentuk dalam 3 daerah, yaitu:

Transkripsi

1 BAB II TINJAUAN PUSTAKA 2.1 Umum Pengendapan di laut biasanya terbentuk dalam 3 daerah, yaitu: 1. Zona pantai 2. Zona dangkalan 3. Zona laut dalam Material pada zona pantai memiliki keadaan alami secara sementara, sejak timbul di garis pantai dan akan berubah secara tetap. Material ini didominasi oleh material kasar (pasir dan kerikil). Sedimen terdiri dari suatu material yang terbentuk oleh proses fisik dan kimia dari batuan atau tanah. Partikel tersebut bervariasi dalam ukuran (dari bongkahan sampai lempung atau koloidal), berbentuk dari bulat hingga kasar. Ada beberapa pengertian dari sedimentasi atau disebut juga dengan proses pengendapan. Menurut Krumbein dan Sloss (1971) sedimentasi berdasarkan ilmu geologi dan statigrafi adalah proses yang berperan atas terbentuknya batuan sedimen. Selanjutnya urutan proses sedimentasi meliputi proses: pelapukan, perpindahan, desposisi (sedimentasi), serta lithifikasi (pembatuan). Menurut Pipkin (1977) sedimen adalah material atau pecahan dari batuan, mineral dan material organik yang dipindahkan dari berbagai sumber air, darat maupun laut dan didepositkan oleh udara, angin, es, dan air. Selain itu ada juga yang dapat diendapkan dari material yang melayang dalam air (suspensi) atau dalam bentuk kimia pada suatu tempat (presipitasi kimia). 8

2 Batuan sedimen dibentuk dari batuan yang telah ada oleh kekuatan luar dalam geologi, oleh pelapukan, gaya-gaya air, pengikisan angin maka batuanbatuan yang telah ada seperti batuan beku akan hancur, diangkut dan kemudian diendapkan di tempat-tempat yang letaknya rendah, misalnya di laut, samudra atau danau (Kaliti, 1963). Pada permukaan dasar laut terdapat tiga sumber material dari sedimen yang ditemukan. Drake (1978) menjelaskan bahwa sumber tersebut berasal dari daratan yang menyuplai material hancuran dan material terlarut, sumber asli dari laut dan dari material angkasa luar. Dari ketiganya yang paling penting adalah sumber dari daratan. Gross (1990) mendefinisikan sedimen laut sebagai akumulasi dari mineralmineral dan pecahan-pecahan batuan yang bercampur dengan hancuran cangkang dan tulang dari organisme laut serta beberapa partikel lain yang terbentuk lewat proses kimia yang terjadi di laut. Kebanyakan sumber dari material sedimen adalah daratan, dimana erosi dan pelapukan sangat nyata terhadap pengikisan daratan dan dipindahkan ke laut. Pelapukan adalah aksi dari tumbuhan dan bakteri, juga proses kimia, termasuk juga penghancuran batuan. 2.2 Sifat-sifat Cairan Pengangkutan sedimen di sungai pada umumnya digerakkan oleh aliran air, sehingga sangat penting untuk mengetahui sifat-sifat aliran terutama aliran pada saluran terbuka. Beberapa sifat dan parameter yang saling berkaitan dan berpengaruh pada pengangkutan sedimen dapat dilihat pada tabel 2.1 berikut: 9

3 Tabel 2.1 Parameter yang Berpengaruh Pada Pengangkutan Sedimen Berat Jenis (Specific Weight) Adapun rumus berat jenis adalah: γ = berat / isi = γ.v.g / v = γ.g (2.1) Besarnya harga γ tergantung pada tempat di bumi (g), di daerah katulistiwa harga g = 9,78 m/s 2 sedangkan daerah kutub g = 9,832 m/s 2 namun pada umumnya nilai yang digunakan adalah g = 9,8 m/s Kekentalan (Viscocity) Kekentalan (viscocity) merupakan sifat zat cair untuk melawan tegangan geser atau perubahan sudut. kekentalan terbagi dua macam: 1. Kekentalan kinematik (v) Kekentalan kinematik sangat dipengaruhi suhu: v = 6 ( ) ( 20 + T ) (2.2) dimana T merupakan suhu ( o C) 10

4 2. Kekentalan dinamik (η) Kekentalan dinamik dipengaruhi partikel sedimen. Untuk larutan yang dicairkan (c < 0.1), Einstein (1906) memberikan rumus: ηm = η (1 + 2,5 c) (2.3) dimana ηm adalah koefisien kekentalan dinamik campuran atau larutan sedimen; η adalah koefisien kekentalan dinamik air bersih; dan c merupakan konsentrasi sedimen Kerapatan Relatif Dalam Air Kerapatan relatif dalam air adalah perbandingan selisih kerapatan suatu zat atau sedimen dan air terhadap kerapatan air. ρ ρ s a = (2.4) ρ a 2.3 Sifat-sifat Sedimen Sifat sedimen yang paling mendasar adalah ukuran butiran dan bentuk, berat jenis dari sedimen dan air viskositas dan kecepatan jatuh dan lain-lain Ukuran Partikel Sekumpulan sedimen alami memiliki bentuk yang tidak seragam. Para geologis mengembangkan klasifikasi untuk menentukan mana yang termasuk pasir, mana yang termasuk kerikil dan sebagainya. Salah satu klasifikasi yang paling terkenal adalah skala Wentworth yang mengklasifikasikan sedimen berdasarkan ukuran (dalam milimeter) seperti ditunjukkan dalam tabel 2.2 berikut: 11

5 Tabel 2.2 Skala Wenworth Dari Klasifikasi Ukuran Sedimen Berdasarkan klasifikasi tersebut, pasir memiliki diameter antara 0,0625 dan 2,00 mm yang selanjutnya dibedakan menjadi lima kelas. 12

6 Material sangat halus seperti lumpur dan lempung berdiameter dibawah 0,0625 mm yang merupakan sedimen kohesif. Distribusi ukuran butir biasanya dianalisis dengan saringan dan dipresentasikan dalam bentuk kurva presentase berat kumulatif. Pada umumnya distribusi ukuran butir pasir mendekati distribusi log normal, sehingga sering digunakan skala satuan phi. Ukuran phi berhubungan dengan ukuran butiran yang didefinisakn sebagai berikut: ϕ = -log 2 d (2.5) sehingga 2 -ϕ = d, dimana d diukur dalam milimeter. (Bentuk matematika yang setara dengan menggunakan logaritma dasar adalah ϕ = -ln d / ln 2). Penggunaan skala phi cukup luas, terutama pada geologi literatur pesisir. Penggunaan skala phi mengarah pada tampilan yang nyaman dalam distribusi ukuran pasir. Kelemahan dari skala phi adalah nilai-nilai phi yang lebih besar sesuai dengan ukuran pasir yang lebih kecil yang ditunjukkan oleh tanda minus di persamaan tersebut. a. Statistik Ukuran Pasir Distribusi ukuran pasir mengandung sejumlah besar informasi mengenai sampel pasir. Namun, penggunaan distribusi pada dasarnya untuk mendapatkan ukuran numerik dari sampel yang dapat memberikan sejumlah informasi. Salah satu ukuran umum dari sampel pasir d 50 adalah ukuran rata-rata. Ukuran pasir ini dapat diperoleh secara langsung dari kurva distribusi kumulatif, yaitu ukuran yang setengah berat sampel adalah kasar dan setengah lagi lebih halus. Menurut teori probabilitas normal, 68 persen 13

7 dari semua ukuran akan terletak dalam plus atau minus suatu deviasi standar dari mean. Oleh karena itu, phi dengan ukuran 84 dan 16 sesuai dengan ϕ (50 ± 68/2), harus memainkan peran utama dalam menggambarkan sedimen. Otto-Inman (1952) mengusulkan bahwa diameter rata-rata didefinisikan sebagai: M d φ = ( + ) φ 84 φ 16 2 (2.6) Cara lain dari perhitungan diameter rata-rata telah diusulkan. Folk- Ward (1957) telah memeriksa sampel pasir yang didominasi oleh ukuran besar dan kecil mengusulkan rumus ukuran berikut untuk distribusi bimodal: M d φ = ( φ + φ + ) φ16 3 (2.7) Perbedaan antara kedua definisi kecil untuk distribusi mendekati distribusi log-normal. Untuk pasir dengan distribusi ukuran simetris, mean dan median ukuran yang sama. Penyortiran sampel pasir mengacu pada berbagai ukuran ini. Sampel dengan gradasi baik diurutkan akan berisi pasir dengan diameter yang sama, sedangkan pasir bergradasi buruk diurutkan berisi berbagai macam ukuran. Ukuran numerik dari distribusi adalah deviasi standar, σ ϕ, yang didefinisikan sebagai: σ φ = ( ) φ 84 φ 16 2 (2.8) Sebuah sampel yang terdistribusi baik adalah sample yang bernilai jelek. Sedangkan distribusi dengan berbagai ukuran yang diistilahkan 14

8 dinilai baik atau buruk dinilai (homogen dalam ukuran) akan memiliki nilai yang sama untuk ϕ 84 dan ϕ 16. Oleh karena itu, σ ϕ = 0. Untuk distribusi ukuran pasir yang nyata pada pantai, σ ϕ 0.5 dianggap tersortir baik, sementara sampel dengan σ ϕ 1 dianggap tersortir dengan buruk. Ukuran lainnya dari distribusi adalah skewness dimana terjadi ketika distribusi ukuran sedimen tidak simetris. Nilai skewness dihitung dengan rumus berikut: α φ = M d φ σ φ φ 50 (2.9) Skewness negatif menandakan bahwa distribusi cenderung kearah ukuran phi yang lebih kecil (ukuran butir lebih besar). Menurut Duane (1964) nilai negatif menunjukkan bahwa lingkungan tererosi, sementara nilai positif menunjukkan bahwa lingkungan terdeposisi atau terjadi sedimentasi, untuk material yang lebih halus telah dibawa oleh arus atau gelombang. Pengukuran akhir menentukan ukuran distribusi maksimal (Kurtosis). Menurut Inman (1952) rumus Kurtosis sebagai berikut: β φ = ( φ φ ) + ( φ φ ) σ φ 84 (2.10) Untuk distribusi normal, β Ø = apabila distribusi menyebar lebih luas dari distribusi normal, kurtosis akan menjadi kurang dari b. Variasi Spasial dan Temporal dalam Ukuran Pasir Nilai statistik pasir berbeda-beda pada setiap profil pantai, baik secara vertikal ke pantai maupun disepanjang garis pantai. Pada gambar

9 dapat dilihat bahwa ketika mengarah ke cross-shore dari offshore (kanan) ke onshore (kiri), dapat dilihat bahwa pasir pada daerah offshore cenderung lebih halus dibandingkan pasir di daerah nearshore, yang mana pasir tersebut lebih dinamis terhadap pengaruh arus dan gelombang pecah. Gambar 2.1 Variasi Ukuran Pasir Pada Suatu Profil Pantai 16

10 Untuk beberapa studi kasus analisa ayakan menggunakan SNI dan SNI seperti pada tabel berikut: Tabel 2.3 Standar Ukuran Saringan Tabel 2.4 Batasan-batasan Ukuran Butiran Tanah Untuk menentukan batasan dari ukuran dalam suatu sampel pasir, harus dilakukan analisis ukuran. Pengayakan pasir bertujuan untuk menentukan batasan dari ukuran dalam sampel. Biasanya ayakan berupa 17

11 pan dengan saringan kawat sebagai suatu standar diberikan di dasarnya dan diklasifikasikan seperti yang dapat dilihat di tabel 2.3. Ayakan disusun dalam suatu tumpukan dimana untuk ayakan yang lebih besar pada bagian atas dan ayakan yang lebih halus pada bagian bawahnya. Sampel diletakkan pada ayakan yang paling atas dan ayakan digetarkan sehingga pasir jatuh sejauh mungkin menembus tumpukan ayakan. Ukuran fraksi yang berbeda terjebak dalam ayakan dengan ukuran yang bervariasi. Berat pasir yang tertangkap dalam setiap ayakan ditimbang dan ditentukan persentasenya dari berat total sampel yang melewati ayakan Bentuk Partikel Bentuk dari sedimen alam beraneka ragam dan tidak terbatas. Di samping ukuran butir, bentuk partikel juga penting, karena ukuan partikel sedimen itu sendiri belum cukup untuk menjelaskan karak teristik butirbutir sedimen. Suatu partikel yang pipih mempunyai harga kecepatan endap yang lebih kecil dan akan lebih sulit untuk terangkut dibandingkan dengan suat partikel yang bulat seprti muatan dasar. Sifat-sifat yang paling penting dan berhubungan dengan angkutan sedimen adalah bentuk dan kebulatan butir (berdasarkan pengamatan H. Wadell). Bentuk butiran dinyatakan dalam kebulatannya yang didefenisikan sebagai perbandingan daerah permukaan partikel. Daerah permukaan sulit ditentukan dan isi butiran relatif kecil, sehingga Wadell mengambil pendekatan untuk menyatakan kebulatan. Kebulatan dinyatakan sebagai perbandingan diameter suatu lingkaran dengan daerah yang sama terhadap proyeksi butiran dalam 18

12 keadaan diam pada ruang terhadap bidang yang paling besar terhadap diameter yang paling kecil atau dengan kata lain kebulatan digambarkan sebagai perbandingan radius rata-rata kelengkungan ujung setiap butir terhadap radius lingkaran yang paling besar (daerah proyeksi atau bagian butir melintang). Bentuk partikel dinyatakan sebagai suat faktor bentuk (SF) yaitu: SF=c/(ab) 1/2 (2.11) Dimana a merupakan sumbu terpanjang; b adalah sumbu menengah dan c adalah sumbu terpendek. Untuk partikel berbentuk bola mempunyai faktor bentuk SF =1, sedangkan untuk pasir alam SF = 0,7. Pengaruh bentuk terhadap karakteristik hidraulik dari partikel atau butiran (yaitu kecepatan jatuh ataupun hambatan) tergantung dari angka Reynold Rapat Massa (Density) Sesungguhnya semua sedimen berasal dari material batu. Oleh sebab itu segala unsur material induk (parent material) dapat ditemukan di sedimen. Sebagai contoh, fragmen dari induk batuan ditemukan di batu besar dan kerikil, kuarsa pada pasir, silika pada lumpur, serta feldspars dan mika pada tanah liat. Densiti dari kebanyakan sedimen yang lebih kecil dari 4 mm adalah 2,650 kg/m 3 (graviti spesifk, s = 2,65). Densiti dari mineral lempung (clay) berkisar dari 2,500 sampai 2,700 kg/m 3. massa M ρ = = (2.12) isi V Besarnya ρ a tidak tetap tergantung pada suhu, tekanan dan larutan. Pada air tawar memiliki nilai ρ a = 1000 kg/m 3 dan air laut memiliki nilai 19

13 ρ a =1025 kg/m 3. Pada perhitungan angkutan sedimen, pengaruh perbedaan kerapatan pada umumnya diabaikan. 2.4 Pengangkutan Sedimen Sedimen adalah material atau pecahan dari batuan, mineral dan material organik yang melayang-layang di dalam air, udara, maupun yang dikumpulkan di dasar sungai atau laut oleh pembawa atau perantara alami lainnya. Sedimen dapat diangkut dengan tiga cara: a. Suspension: umumnya terjadi pada sedimen-sedimen yang sangat kecil ukurannya (seperti lempung) sehingga mampu diangkut oleh aliran air atau angin yang ada. b. Bedload: terjadi pada sedimen yang relatif lebih besar (seprti pasir, kerikil, kerakal, bongkah) sehingga gaya yang ada pada aliran yang bergerak dapat berfungsi memindahkan partikel-partikel yang besar di dasar. Pergerakan dari butiran pasir dimulai pada saat kekuatan gaya aliran melebihi kekuatan inersia butiran pasir tersebut saat diam. Gerakan-gerakan sedimen tersebut bisa menggelundung, menggeser, atau bahkan bisa mendorong sedimen yang satu dengan lainnya. c. Saltation: umumnya terjadi pada sedimen berukuran pasir dimana fluida yang ada mampu menghisap dan mengangkut sedimen pasir sampai akhirnya karena gaya gravitasi yang ada mampu mengembalikan sedimen pasir tersebut ke dasar. 20

14 Berdasarkan asalnya material angkutan dapat dibedakan dua macam angkutan: a. Muatan material dasar (bed material transport). Muatan yang berasal dari dasar, berarti bahwa angkutan ini ditentukan oleh keadaan dasar dan aliran (dapat terdiri dari muatan dasar dan muatan layang). b. Muatan cuci (wash load), yang berasal dari hasil erosi daerah pantai. Angkutan ini teridiri dari butiran yang sangat halus dengan diameter <50 µm (terdiri dari lempung dan lanau) yang hanya dapat bergerak dengan cara melayang dan tidak berada pada dasar laut. Oleh karena itu muatan cuci tidak dapat dihitung dan dapat dipengaruhi oleh turbulensi dan viskositas aliran. Di kawasan pantai terdapat dua arah pengangkutan sedimen. Yang pertama adalah pergerakan sedimen tegak lurus pantai (cross-shore transport) atau boleh juga disebut dengan pergerakan sedimen menuju dan meninggalkan pantai (onshore-offshore transport). Yang kedua, pergerakan sedimen sepanjang pantai atau sejajar pantai yang biasa diistilahkan dengan longshore transport. Gambar 2.2 Proses Littoral Transport di Area Nearshore 21

15 2.4.1 Pergerakan Sedimen Tegak Lurus Pantai (Cross-shore Transport) Pengangkutan sedimen tegak lurus panti dapat dilihat pada bentuk pantai (kemiringan pantai) dan bentuk dasar lautnya (bar & trough). Secara penampakan geomorfologi, proses pengangkutan sedimen tegak lurus pantai biasanya terjadi di teluk Pengangkutan Sedimen Sejajar Pantai (Long-shore Transport) Orang sering menyebut pengangkutan sedimen sejajar pantai (dalam bahasa ilmiahnya littoral sediment transport) atau longshore sediment transport. Proses ini biasanya terjadi di pantai yang berbatasan dengan samudra dan merupakan proses yang penting karena berdampak sangat besar terhadap suatu struktur yang dibangun manusia misalnya jetti atau groin Mekanisme Transpor Sedimen Oleh Gelombang Di laut dalam, gerak partikel air karena gelombang jarang mencapai dasar laut. Sedang di laut dangkal, partikel air dekat dasar bergerak maju dan mundur secara periodik. Kecepatan partikel air di dekat dasar naik dengan bertambahnya tingi gelombang dan berkurang dengan kedalaman. 22

16 Gambar 2.3 Abrasi dan Sedimentasi Akibat Arus Longshore Current Dalam mempelajari transpor sedimen, kecepatan partikel air dinyatakan dalam bentuk tegangan geser dasar Tb yang berubah fungsi dari komponen dasar Ub. Hubungan antara tegangan geser dasar dan kecepatan partikel air dinyatakan dalam bentuk: Dengan, 2 τ b = ρu (2.13) f = u b (2.14) 2 u * Dimana, ρ = rapat massa air (kg/m 3 ) u * = kecepatan geser (m/s) f = faktor gesekan Kecepatan partikel air di dekat dasar atau yang dinyatakan dalam bentuk tegangan geser tersebut berusaha untuk menarik sedimen dasar. Sementara itu sedimen dasar memberikan tahanan yang dinyatakan dalam bentuk kecepatan kritik erosi u bc atau tegangan kritik erosi τ ce. Kedua parameter tersebut tergantung pada sifat sedimen dasar seperti diameter, 23

17 bentuk dan rapat massa sedimen untuk sedimen non kohesif (pasir) dan kohesifitas antara partikel untuk sedimen kohesif (lumpur, lempung, dll). Jika dilihat untuk dasar laut berpasir yang datar, apabila kecepatan di dekat dasar sangat kecil, yang berarti juga tegangan geser dasar, partikel sedimen tidak bergerak ( τ < τ ). Selanjutnya apabila kecepatan b ce bertambah (juga tegangan geser dasar τ b ), sampai pada suatu kecepatan tertentu beberapa butiran mulai bergerak, yang disebut dengan awal gerak sedimen ( τ = τ ). Sedimen bergerak maju mundur sesuai dengan gerak b ce partikel air. Selanjutnya kenaikan kecepatan dapat mempercepat gerak tersebut, dan transpor sedimen yang terjadi disebut transpor dasar (bed load) seperti terlihat pada Gambar 2.4 ( τ > τ ). b ce Gambar 2.4 Pengaruh Tegangan Geser Terhadap Gerak Sedimen Dasar (Tampak Samping) Dengan semakin bertambahnya kecepatan di dekat dasar, gerak ripple, yaitu dasar laut bergelombang kecil dengan puncaknya tegak lurus arah gelombang. Ukuran ripple tergantung pada amplitudo dan periode dari gerak air di dekat dasar, ukuran butiran dan rapat massa material dasar (Horikawa, 1978). Dengan terbentuknya ripple akan meningkatkan 24

18 turbulensi, dan partikel sedimen akan terangkat dalam bentuk suspensi (Gambar 2.4). Transpor sedimen dalam bentuk suspensi di atas dasar disebut transpor sedimen suspensi. Apabila gerak air semakin kuat, ripple akan menghilang dan terjadi transpor massa dimana suatu lapis dengan tebal tertentu terangkut dalam bentuk transpor sedimen dasar dan suspensi. 2.5 Sedimen Kohesif Sedimen kohesif sering menimbulkan masalah pada beberapa bangunan air, misalnya pengendapan di pelabuhan, waduk, penurunan kualitas air dan sebagainya. Studi tentang sifat dan dinamika sedimen kohesif diperlukan untuk menanggulangi masalah tersebut. Berbeda dengan sedimen non kohesif, sifat-sifat sedimen kohesif sangat kompleks. Sifat-sifat tersebut dipengaruhi oleh asal sedimen, sifat air dan terutama keadaan konsolidasi dari sedimen. Sifat sedimen yang berasal dari suatu daerah (estuari, sungai, pantai dan sebagainnya) berbeda dengan sedimen dari daerah lain. Di dalam air asin kecepatan endap akan lebih besar karena adanya proses flokulasi, demikian juga dengan tegangan kritik erosi dan endapan. Proses konsolidasi yang berjalan dengan waktu akan memperbesar tegangan kritik erosi. Karena banyaknya faktor yang berpengaruh, sampai saat ini sifat-sifat dan dinamika transpor sedimen kohesif masih belum diketahui dengan baik (Triatmodjo, 1987) Profil Vertikal dari Konsentrasi Sedimen Jumlah dari arus dan gelombang untuk sedimen transport yang melayang dikendalikan oleh banyak jumlah energi yang tersedia di dalam air. Sedimen melayang selalu tidak tercampur dengan baik di dalam air 25

19 dan strarifikasi terjadi karena adanya penendapan yang menghasilkan konsentrasi sedimen yang sangat tinggi di dasar. Gambar 2.5 adalah sketsa profil vertikal dari konsentrasi sedimen kohesif S(z) dan kecepatan arus u(z), yang menunjukkan bahwa sedimen kohesif memiliki tiga wilayah: a. Daerah paling atas adalah lapisan campuran dan memiliki konsentrasi sedimen yang relatif rendah. b. Lapisan lumpur yang tipis dibedakan dari lapisan campuran dengan istilah gradien konsentrasi lutocline (Parker dan Kirby, 1982). c. Daerah bawah yang merupakan daerah berlumpur. Dalam lapisan campuran arah vertikal dipisahkan oleh guncangan yang kuat dan konsentrasi sedimen relatif tercampur dengan baik. Lutocline adalah bagian utama dari profil vertikal sedimen kohesif dan dikategorikan oleh gradien konsentrasi. Konsentrasi sedimen dapat diatur dari magnitude tertinggi dekat dasar dibandingkan pada permukaan air. Di bawah lutocline, ada lapisan berlumpur dari konsentrasi sedimen. Lapisan berlumpur ditahan oleh guncangan energi dari arus, ketika ada suatu kesamaan antara flux deposisi dan guncangan vertikal flux transport. Lapisan berlumpur biasanya tipis dan oleh karena itu frekuensinya tidak diketahui. 26

20 Gambar 2.5 Profil Vertikal dari Sedimen Kohesif dan Kecepatan Jatuh (Ji, 2008) Flokulasi Flokulasi adalah proses dimana partikel yang melayang baik terkait menjadi kelompok yang besar (flocs). Flocs adalah kumpulan dari partikel yang kecil menjadi besar, lebih mudah mengendap partikel melalui proses kimia, fisika dan/atau biologi. Sedimen kohesif jarang mengendap dengan partikel tunggal di alam. Sedimen kohesif cenderung untuk tetap bersama ketika mereka sudah cukup dekat dengan kuatnya sedimen untuk mengatasi aliran geser dan gravitasi yang membuat mereka tetap berpisah. Flokulasi melibatkan dua aspek dari partikel yakni kohesi dan kolisi. Proses tabrakan partikel (kolisi) dan kohesi juga diistilahkan sebagai agregat dan koagulasi. Flocs lebih besar dari pada butiran tunggal dan biasanya jatuh lebih cepat daripada partikel yang menyatu. Kecepatan jatuh dari sebuat flocs merupakan fungsi dari ukurannya, bentuk, dan kepadatan relatif. Bentuk dari flocs adalah tipe yang bebas dan konsentrasi dari partikel melayang, karakteristik ionik dari lingkungan, dan tegangan geser cairan dan intensitas aliran turbulensi di lingkungan. 27

21 Kohesi (tarikan partikel) diatur oleh elektrokimia dari mineral sedimen dan air. Partikel kohesi tergantung pada komposisi mineralogika, ukuran partikel, tergantung perubahan kapasitas dari sedimen. Parameter lain yang mempengaruhi kohesi termasuk keasaman, ph, dan temperatur dari air. Batasan dari sedimen kohesif dan tidak kohesif tidak jelas dibatasi. Ini bisa dinyatakan bagaimanapun, seiring meningkatnya kohesi dengan penurunan ukuran partikel untuk jenis materal yang sama. Kolisi antara partikel kohesi yang kecil menjadi flokulasi dan bentuk floc. Frekuensi kolisi sering meningkat dengan konsentrasi sedimen dan gradien kecepatan. Bagaimanapun, selagi gradien kecepatan meningkat menjadi besar, floc akan mudah peceh, terurai, dan pada akhirnya membentuk flocs yang baru. Flokulasi yang berkelanjutan menghasilkan agregat yang lebih besar (flocs) yang bisa dikarakteristikkan dengan porositas tinggi, meningkat secara teratur dan rapuh, dan kecepatan rata-rata yang tinggi Kecepatan Jatuh Partikel Kecepatan jatuh sebuah partikel merupakan parameter yang penting untuk mempelajari sedimentasi di pantai dan proses pengendapan lain serta untuk menentukan gerak sedimen dalam suspensi. Kecepatan jatuh butiran ditentukan dengan persamaan hambatan aliran: π D π D (2.15) ( ρs ρa) g = C ρaw D w 2 π 3 D ( ρs ρa) g = 6 (2.16) 1 π 2 C D ρa D

22 w 2 = 3 4 gd C D (2.17) gd w = 3...Rumus Umum (Re>1) (2.18) C D Dimana w = kecepatan jatuh sedimen (mm/s) g = kecepatan gravitasi (m/s 2 ) D = diameter butiran sedimen (mm) C D = koefisien hambatan Δ = ( ρ s ρ a )/ ρ a ρ a = rapat massa air laut (1025 kg/m 3 ) ρ s = rapat massa sedimen (Kg/m 3 ) Harga besaran C D tergantung dari bilangan Reynold dan bentuk dari partikel. VD Re = (2.19) v Untuk, V = Kecepatan arus (mm/s) v = viskositas kinematik Untuk partikel berbentuk bola dan bilangan Reynold rendah (Re<1) koefisien hambatan di daerah stokes adalah 24 C D = rumus di Re atas menjadi: ρs ρa w = gd 18n = 2 gd 18v 2 (2.20) 29

23 Dan untuk bilangan Reynold yang besar, harga yang bervariasi seperti: Deposisi dari Sedimen Kohesif 1 2 C D menjadi konstan gd (2.21) Deposisi dan resuspensi dari sedimen kohesif begitu rumit. Walaupun banyak studi di masa lampau, banyak ketidakpastian yang terkait dengan deposisi dan resuspensi sedimen kohesif yang ada. Kesulitan di dalam keakuratan dan contoh data yang pasti adalah satu kendala yang besar: a. Percobaan sedimen di laboratorium tidak memerlukan kondisi yang sebenarnya. b. Sulit untuk mengukur dari semua parameter yang penting untuk pengembangan model deposisi dan resuspensi. Erosi terjadi ketika tegangan geser di dasar melebihi gaya tahanan di dasar (tegangan geser kritis), yang sebaliknya tergantung pada parameter dasar yang lain seperti komposisi sedimen, kadar air, salinitas, dan waktu dari konsolidasi dasar. Umumnya, model dari sedimen dasar sangat empiris dan lokasinya spesifik. Deposisi, dengan kata lain, secara langsung terpengaruh proses hidrodinamik di dalam air sehingga secara langsung menjadi model yang rapat. Tegangan geser yang besar di dasar menghancurkan floc yang besar sebelum mereka jatuh. Kemudian butiran yang sudah pecah dari floc tersebut dan partikel tunggal tersuspensi. Ketika floc yang jatuh menyentuh sedimen di dasar, berat dari butiran sedimen memaksa air pori 30

24 keluar dari struktur floc dan hancur perlahan di dasar. Sementara itu, floc yang kecil akan lebih mudah tersuspensi dan erosi akan berlanjut sampai kekuatan tegangan geser dasar stabil. Penyususan kembali partikel akan meningkatkan kekuatan tegangan geser dan perlawanan ke resuspensi, secara umum menjadi konsolidasi Resuspensi dari Sedimen Kohesif Resuspensi (erosi) dari sedimen yang dihasilkan dari tegangan geser dasar diatur oleh arus dan gelombang. Erosi dimulai ketika tegangan geser dasar sama dengan tegangan geser permukaan dari sedimen dasar. Sedimen kohesif dasar terdiri dari partikel tunggal, tetapi lebih disempurnakan menjadi kelompok butiran tergabung bersama secara kohesi. Erosi terjadi dimana kohesi terlalu kuat. Erosi rata-rata dan kedalaman di dasar yang terjadi begitu kuat pada profil dari kekuatan dasar. Jenis profil ini menunjukkan peningkatan dengan kedalaman dan meningkatnya konsolidasi dengan kedalaman. Ketika kekuatan di dasar tidak sanggup untuk menolak tekanan erosi, resuspensi bermula. Perilaku dari sedimen kohesif sangat kompleks dan tidak hanya bergantung pada kondisi aliran, tetapi juga properti elektrokimia dari sedimen. Faktor serperti kondisi hidrodinamik, distribusi ukuran partikel, tipe vegetasi dan distribusi, properti biokimia di dasar, dan waktu tempuh sedimen dasar, semua mempengaruhi erosi dari sedimen kohesif dasar. Karena kohesi, konsolidasi sedimen membutuhkan tekanan yang tinggi untuk pergerakkan, membuat lebih tahan terhadap erosi. Tegangan geser kritis untuk erosi dari dasar kohesif lebih signifikan dari pada tegangan 31

25 geser kritis untuk deposisi. Dengan kata lain, sekali partikel terdeposisi di dasar, ikatan kohesif dengan partikel lain membuatnya lebih sulit untuk terhapus daripada partikel tunggal yang dibutuhkan. Bagaimanapun, sekali sedimen kohesif tersuspensi, akan bergerak jatuh perlahan dan diperlukan inisiasi erosi. 32