DEPARTEMEN PENDIDIKAN NASIONAL UNIVERSITAS HALU OLEO FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM JURUSAN FISIKA PROGARAM STUDI GEOLOGI “INTERPRETASI DATA SEISMIK REFRAKSI BAWAH
PERMUKAAN
”
TUGAS GEOLOGI BAWAH PERMUKAAN
AAN ABADI F1B1 10 019 LD. JONAS TUGO F1B1 10 019
KENDARI
2013
KATA PENGANTAR
Bismaillahirrohmanirrohim, Puji dan syukur senantiasa penulis panjatkan kehadirat Allah s.w.t atas segala rahmat dan karuni-Nyalah sehingga penulis dapat menyelesaikan penulisan tugas yang berjudul “INTERPRETASI DATA SEISMIK REFRAKSI BAWAH PERMUKAAN ”.
.Penyusunan laporan ini tidak lepas dari bantuan dan masukan dari berbagai pihak, oleh karena itu penyusun ingin mengucapkan terima kasih yang sebesar besarnya kepada Bapak Muh. Chaerul ST, MSc sebagai dosen mata kuliah geologi bawah permukaan yang telah memberikan kesempatan untuk berbagi pengetahuan serta banyak memberikan bimbingan, nasehat dan arahan kepada penulis sehingga tugas ini dapat diselesaikan. Penulis menyadari bahwa tugas ini masih memiliki banyak kekurangan, saran dan masukan yang bersifat membangun dari pembaca sangat penulis harapkan demi kesempurnaan tugas ini. Semoga tugas ini dapat bermanfaat bagi seluruh pembaca, khususnya bagi penulis. Amin. Kendari, Januari 2014
Penulis
DAFTAR ISI
Halaman KATA PENGANTAR BAB I
1.1 1.2 1.3 1.4 1.5 BAB II
PENDAHULUAN ..........................................................................
Latar Belakang .......................... ...................................................... Batasan Masalah ................................................ .............................. Rumusan Masalah................................................. ........................... Tujuan ............................................................................................. Manfaat............................................................................................ TEORI RINGKAS .........................................................................
2.1 2.2 2.3
Gelombang Seismik ......................................................................... Seismik Refraksi ................................................ .............................. Metode Intercepttime……………………………………………..
BAB III
PEMBAHASAN ............................................... ..............................
3.1 3.2
Teknik Pengambilan Data lapangan……………………………… Interpretasi data Seismik Refraksi……………..............................
BAB IV
PENUTUP ................................................ .......................................
4.1
Kesimpulan ............................................... .......................................
4.2
Saran......................................................................................................
BAB I PENDAHULUAN 1.1 Latar Belakang
Lapisan batuan bawah permukaan bumi memiliki sifat fisis yang variatif.Salahsatu sifat fisis yang terdapat di bawah permukaan bumi adalah tingkat kekerasan batuan.Tingkat kekerasan batuan merupakan istilah geologi yang digunakan untuk menandakankekompakan (cohesiveness) suatu batuan dan biasanya dinyatakan dalam bentuk compressivefracture strenght.Compressive fracture strenght merupakan
tekanan
maksimum
yang
mampudi
tahan
oleh
batuan
untuk
mempertahankan diri dari terjadinya rekahan (fracture).Besarnyafracture strenght dipengaruhi oleh densitas dan kekompakan batuan.Sedangkan besarnyadensitas dan kekompakan
batuanjuga
dipengaruhi
oleh
elastisitas
batuan.Salah
satu
metodegeofisika yang digunakan untuk mengetahui elastisitas batuan adalah metode seismik refraksi.Metode ini memanfaatkan perambatan gelombang seismik yang merambat kedalambumi. Gelombang seismik tersebut berasal dari sumber seismik yang ada di permukaan dangelombang tersebut akan diterima oleh receiver yang ada dipermukaan juga. Metode seismik refraksi merupakan salah satu metode geofisika untuk mengetahui penampang struktur bawah permukaan, merupakan salah satu metode untuk memberikan tambahan informasi yang diharapkan dapat menunjang penelitian
lainnya.Metode ini mencoba menentukan kecepatan gelombang seismik yang menjalar di bawah permukaan.Metode seismik refraksi didasarkan pada sifat penjalaran gelombang yang mengalami refraksi dengan sudut kritis tertentu yaitu bila dalam perambatannya, gelombang tersebut melalui bidang batas yang memisahkan suatu lapisan dengan lapisan yang di bawahnya yang mempunyai kecepatan gelombang lebih besar.Parameter yang diamati adalah karakteristik waktu tiba gelombang pada masing-masing geophone. 1.2 Batasan Masalah
Agar masalah pembahasan tidak meluas maka penulis membatasi masalh ini hanya mencapai ruang lingkup metode seismic refraksi 1.3 Rumusan Masalah
Dalam makalah ini penulis merumuskan masalah sebagai be rikut: 1. Bagaimana teknik pengambilan data lapangan 2. Bagaimana membaca interpretasi data seismic refraksi 1.4 Tujuan Penulisan
1. Untuk mengetahui teknik pengambilan data lapangan 2. Untuk mengeatahui interpretasi data sesmik refraksi 1.5 Manfaat
Manfaat dalam makalah ini untuk pembaca yaitu kita dapat menegeahui suatu daerah yang meiliki cebakan migas dengan menggunakan metode seismik, sekaligus kami bisa mendapat cara penggunaan alat seismik ini.
BAB II TINJAUAN PUSTAKA
2.1 Gelombang Seismik
Gelombang seismik adalah gelombang elastik yang merambat dalam bumi.Bumi sebagai medium gelombang terdiri dari beberapa lapisan batuan yang antar satu lapisandengan lapisan lainnya mempunyai sifat fisis yang berbeda. Ketidak-kontinuan sifat medium ini menyebabkan gelombang seismik yang merambatkan sebagian energinya dan akan dipantulkan serta sebagian energi lainnya akan diteruskan ke medium di bawahnya (Telford dkk, 1976). Suatu sumber energi dapat menimbulkan bermacam – macam gelombang, masing – masing merambat dengan cara yang berbeda. Gelombang seismik dapat dibedakan menjadi dua tipe yaitu: 1. Gelombang badan (body waves) yang terdiri dari gelombang longitudinal (gelombang P) dan gelombang transversal (gelombang S). Gelombang ini merambat ke seluruh lapisan bumi. 2. Gelombang permukaan (surface waves) yang terdiri dari gelombang Love, gelombang Raleygh dan gelombang Stoneley. Gelombang ini hanya merambat padabeberapa lapisan bumi, sehingga pada survei seismik refleksi (survei seismikdalam) gelombang ini tidak digunakan.
2.2 Seismik Refraksi
Metode seismik dikategorikan ke dalam dua bagian yaitu seismik refraksi (seismik bias)dan seismik refleksi (seismik pantul).Dalam penulisan ini metode yang dibahas hanyasebatas metode seismik refraksi.Dalam metode seismik refraksi, yang diukur adalah waktu tempuh dari gelombang dari sumber menuju geophone.Dari bentuk kurva waktu tempuh terhadap jarak, dapat ditafsirkan kondisi batuan di daerah penelitian.Keterbatasan metode ini adalah tidak dapat dipergunakan pada daerah dengan kondisi geologi yang terlalu kompleks.Metode ini telah dipergunakan untuk mendeteksi perlapisan dangkal dan hasilnya cukup memuaskan.Menurut Sismanto (1999), asumsi dasar yang harus dipenuhi untuk penelitian perlapisan dangkal adalah: 1. Medium bumi dianggap berlapis-lapis dan setiap lapisan menjalarkan gelombang seismik dengan kecepatan yang berbedabeda. 2. Semakin bertambah kedalamannya, batuan lapisan akan semakin kompak. 3. Panjang gelombang seismik lebih kecil daripada ketebalan lapisan bumi. 4. Perambatan gelombang seismik dapatdipandang sebagai sinar, sehingga mematuhi hukum – hukum dasar lintasan sinar. 5. Pada bidang batas antar lapisan, gelombang seismik merambat dengan kecepatan padalapisan dibawahnya. 6. Kecepatan gelombang bertambah dengan bertambahnya kedalaman. Masalah utama dalam pekerjaan geofisika adalah membuat atau melakukan interpretasi hasil dari survei menjadi data bawah permukaan yang akurat. Data-data waktu dan jarak dari 4 kurva travel time diterjemahkan menjadi suatu penampang
geofisika, dan akhirnya dijadikan menjadi penampang geologi. Secara umum metode interpretasi seismik refraksi dapat dikelompokkan menjadi tiga kelompok utama, yaitu intercept time, delay time method dan wave frontmethod (Taib, 1984). Metode interpretasi yang paling mendasar dalam analisis data seismic refraksi adalah intercept time (Tjetjep, 1995).
2.3 Metode Intercepttime
Metode Intercept Time adalah metode T-X (waktu terhadap jarak) yang merupakan metode yang paling sederhana dan hasilnya cukup kasar, seperti yang digambarkan pada gambar (2a) (Sismanto, 1999). Waktu rambat gelombang bias pada gambar (2b) dapat diperoleh dengan persamaan (1).
dengan T adalah waktu yang ditempuh gelombang seismik dari titik tembak (A) sampai ke geophone (D), AB adalah jarak dari titk A ke titik B, CD merupakan jarak dari titik C ke titik D, BC adalah jarak dari titik B ke titik C, V1 adalah kecepatan gelombang pada lapisan 1 dan V2 adalah kecepatan gelombang pada lapisan 2. Dari persamaan (1) dapat diperoleh persamaan (2a) sampai dengan persamaan (2c).
dengan z1 adalah kedalaman pada lapisan 1, < adalah sudut antara garis gelombang datang dengan garis normal serta dapat diartikan sudut antara garis gelombang bias dengan garis normal dan variabel x adalah jarak antara titik tembak (A) dengan geophone (D). Berdasarkan hukum Snellius bahwa pada sudut kritis berlaku sin <=V1/V2, sehingga persamaan (2c) dapat dituliskan menjadi persamaan (3a) sampai dengan persamaan (3d).
Bila x = 0 maka akan diperoleh T1 (x = 0) dan nilai tersebut dapat dibaca pada kurva waktu terhadap jarak yang disebut sebagai intercept time. Kecepatan gelombang lapisan pertama dapat dihitung langsung, sedangkan untuk kecepatan gelombang lapisan kedua diperoleh dari slope gelombang bias pertama. Kedalaman lapisan pertama ditentukan dengan menuliskan persamaan diatas menjadi persamaan (4):
denganTi disebut dengan intercept time. Apabila < = sin-1(V1/V2), maka persamaan (4) dapat dituliskan kembali menjadi persamaan (5):
Dengan menggunakan data waktu terhadap jarak pada gambar (3), dapat dihitung kedalaman atau ketebalan lapisan pertama melalui persamaan (7).
denganTi2 merupakan intercept time pada gelombang bias yang pertama. Penambahan suku terakhir adalah apabila sumber gelombang
seismik ditanam
kedalam lapisan pertama. Apabila sumber gelombangnya ada di permukaan maka suku terakhir ini bernilai nol. Untuk ketebalan lapisan kedua akan didapatkan suatu persamaan (8).
denganTi3 adalah intercept time pada gelombang bias yang kedua maka persamaan (7) dan persamaan (8) dapat diperoleh suatu ketebalan lapisan bawah permukaan yang dapat dilihat pada gambar (4) (Sismanto,1999).
BAB III PEMBAHASAN 3.1 Teknik Pengambilan Data lapangan
Ada beberapa cara bentang (spread) geophone untuk survey seismic bias. Cara bentang yang dipilih bergantung pada geometri target obyek penelitian. Misal untuk target berbentuk kubah, akan efektif bila menggunakan metode bentang Gardner, atau bentang kipas (fan-shooting). Pada kondisi umum, yaitu lapisan datar atau miring sering digunakan bentang segaris (In line). 3.1.1 I n L in e (Bentang Segari s)
Bentang ini adalah metode penembakan (baik satu arah maupun dua arah ataupun bolak-balik) dengan arah lurus atau segaris antara sumber seismic terhadap (group) geophone.Sumber seismic berada di ujung garis geophone dengan jarak yang relative cukup jauh agar gelombang biasnya muncul. Untuk segmentasi bentangan segaris maka operasi lapangan dapat dilakukan sebagai berikut : a. Gelar geophone pada segmen A-B (missal ada 24 geophone), sumber seimik ada di A dan E. pada saat A meledak diperoleh data sepanjang AB, dan pada saat E diledakan, diperoleh data sepanjang BA. b. Pindahkan geophone pada B-C, dan sumber tetap di A dan E, ledakkan bergantian maka diperoleh lanjutan garis data sepanjang BC dan CB.
c. Lakukan pindahkan geophone ke segmen berikutnya hingga diperoleh data lengkap ABCDE bolak-balik, dengan sekali jalan deretan geophone. d. Setelah lengkap data ABCDE, pindahkan sumber seismic ke C dan G, lakukan langkah-langkah seperti sebelumnya hingga lengkap data CDEFG, dan seterusnya. e. Pemindahan sumber seismic dari A-E ke C-G (tumpang tindih separi grup segmen) diperlukan untuk meliput (meng-cover) daerah yang tidak terliput (seperti daerah K-L). 3.1.2 Br oadside
Di dalam penembakan bentangan broadside, sumber seimik dan bentangan geophone terletak sepanjang garis parallel.Bentangan geophone (geophone line) berada ditengah di antara bentangan sumber seimik (source line).Peledakan dilakukan bergantian antar sisi berurutan kea rah lintasan survey.Jarak anatara bentangan geophone terhadap bentang sumber dipilih sedemikian rupa sehingga sinyal-sinyal bias yang diinginkan dapat dipetakan dengan sedikit interferensi (gangguan) dari setiap sinyal lainnya. Dengan demikian diharapkan setiap sinyal bias yang dating dapat dibedakan dengan jelas dari sinyal bias yang dating kemudian. 3.1.3 F an Shooting (B entang K ipas)
Dalam bentang kipas, sejumlah geophone diletakkan pada arah yang berbeda tetapi mempunyai jarak offsct yang sama dari sumber seismic. Dengan demikian bila terjadi perbedaan waktu tiba disepanjang offsct tersebut terdapat anomaly, missal kecepatannya meningkat atau mengecil.
Penggunaan seismic bias dengan bentang Fan Shooting secara extensive pertama kali dilakukan didaerah kubah garam.Kubah garam mempunyai kecepatan tinggi, sedangkan batuan disekitarnya relative rendah, sehingga secara horizontal terdapat perbedaan waktu rambat gelombang bias pada 0ffsct yang melalui kubah terhadap yang tidak melalui kubah. 3.1.4 M etode Gar dner
Merupakan pengembangan dari metode Fan shooting, terutama dalam mengeksplorasi kubah garam yang sering kedapatan minyak disekitar kubah tersebut. Gardner memasang geophone di dalam lubang bor yang dibuat masuk ke dalam tubuh kubah. Sedangkan penembakan sumber seimik dilakukan di permukaan dengan variasi jarak terhadap lubang bor. Lintasan masing-masing gelombang sebagian melalui daerah kecepatan rendah, dan sebagian lainnya melalui daerah kecepatan tinggi (kubah garam) yang panjang lintasannya tidak sama. Dengan demikian akan diperoleh perbedaan waktu rambat dari masing-masing tembakan. 3.1.5 Reduk si D ata
Data-data seimik bias harus di koreksi untuk posisi ketinggian sumber dan geophone (koreksi elevasi) serta variasi lapisan lapuk seperti halnya pada seimik pantul. Metode koresinya pada dasarnya sama, kecuali bahwa sering jarak geophone relative terlalu jauh dari sumber untuk menangkap gelombang bias yang merambat disepanjang dasar sehingga dapat dianggap tidak ada data lapisan lapuk pada lintasan tersebut.
3.2 Interpretasi data Seismik Refraksi
Di dalam menginterpretasi data seismic refraksi, terdapat banyak metodemetode yang disediakan, metode-metode tersebut adalah : 1. Metode T-X 2. Metode intercept time 3. Metode Jarak kritis 4. Metode ABC 5. Metode adachi 6. Metode waktu tunda 7. Metode Hagiwara untuk struktur dua lapis 8. Metode Masuda untuk struktur tiga lapis Salah satu contoh studi kasus di duatu tempat, dimana metode interpretasi data yang dilakukan adalah dengan metode intercept time.Pada interpretasi data seismik refraksi, untuk mendapatkan tingkat kekerasan batuan dengan menggunakan hubungan antara densitas dan kecepatan perambatan gelombang diperlihatkan pada Persamaan (1) yang dikenal sebagai hukum Gardner. ρ = αV1/4 Dimana :
(1) ρ = densitas dalam gr/cm3 α = konstanta yang besarnya 0,31 V = kecepatan dalam m/s
Metode pengolahan yang digunakan dengan metode intercept time. Pada perhitungan yang digunakan dengan menghitung waktu pertama kali gelombang yang berasal dari sumber seismik diterima oleh setiap receiver .Dengan mengetahui jarak setiap receiver dengan sumber seismik dan waktu penjalaran gelombang yang pertama kali sampai receiver kemudian dibuat grafik hubungan antara jarak dengan waktu. Untuk mengetahui kedalaman lapisan pertama dituliskan dengan persamaan sebagai berikut:
( )
(2
3.2.1 An ali sis I nterpr etasi Seismik Ref raksi
Lintasan pertama (Gambar 4a) dilakukan pengukuran dengan panjang lintasan 48 meter dengan jarak antar geophone 2 meter.Hasil interpretasinya menunjukkan bahwa terdapat tiga lapisan dalam pengukuran ini. Untuk nilai kecepatan batuan yang didapatkan dari 500 m/s hingga 1500 m/s dengan kedalaman sampai 20 meter. Untuk lapisan pertama dengan nilai kecepatan (v1) = 500 m/s dengan ketebalan lapisan 3-4 meter, lapisan kedua dengan nilai kecepatan (v2) = 800 m/s dengan ketebalan lapisan 9,5 – 10 meter, dan untuk lapisanketiga didapatkan nilai kecepatan (v3) = 1500 m/s dengan ketebalan lapisan 6 meter. Hasil ini menunjukkan nilai kecepatan dan ketebalan lapisan berbeda-beda sesuai jenis litologinya. Pada lintasan kedua (Gambar 4b) dilakukan pengukuran dengan lintasan memotong lintasan A-B dan lintasan G-H dengan panjang lintasan 48 meter.Titik potong ini, berada pada posisi geophone pertama (1 meter).Dari hasil interpretasi yang didapatkan bahwa struktur litologinya terdapat 3 lapis. Untuk lapisan pertama didapatkan nilai kecepatan (v1) = 400 m/s dengan ketebalan lapisan 3 meter dan untuk lapisan kedua didapatkan nilai kecepatan (v2) = 800 m/s dengan ketebalan lapisan 10,5 meter. Sedangkan untuk lapisan yang ketiga mempunyai nilai kecepatan (v3) = 1800 m/s dengan ketebalan 6 meter. Dari hasil titik potong lintasan tersebut menunjukkan nilai yang serupa (Gambar 4a dan 4d) baik untuk nilai kecepatan maupun ketebalan lapisan.Pada pengukuran di lintasan ketiga (Gambar 4c) dengan panjang lintasan 48 meter.Lintasan ini memotong lintasan A-B dan C-D dengan posisi titik potong pada geophone 17 (37 meter lintasan E-F). Dari hasil interpretasi
yang didapatkan bahwa lapisan pertama didapatkan nilai kecepatan (v1) = 200 m/s dengan ketebalan 2-3,5 meter dan untuk nilai kecepatan lapisan kedua dengan kecepatan (v2) = 700 m/s dengan ketebalan 10,5 meter. Sedangkan untuk lapisan ketiga didapatkan nilai kecepatan (v3) = 1800 m/s dengan ketebalan 6 meter. Untuk nilai kecepatan dan ketebalan diperpotongan lintasan tersebut didapatkan hasil yang serupa (Gambar 4a dan 4b).Lintasan keempat (Gambar 4d) dilakukan pengukuran dengan panjang lintasan 48 meter.Lintasan ini digunakan untuk mengkorelasikan hasil dari lintasan pertama (lintasan A-B). Hasil yang didapatkan untuk lapisan pertama dengan kecepatan (v1) = 400 m/s dengan ketebalan 2-3 meter dan untuk lapisan kedua didapatkan nilai kecepatan (v2) = 800 m/s dengan ketebalan 10,5-11,25 meter. Sedangkan untuk lapisan ketiga didapatkan kecepatan (v3) = 1700 m/s dengan ketebalan lapisan 6 meter. Hasil tersebut jika dikorelasikan dengan hasil lintasan pertama juga mempunyai nilai kecepatan dan ketebalan lapisan yang serupa (Gambar 4a dan 4d). 3.2.2 H asil An ali sis dan Perhi tun gan Densit as
Secara umum dari hasil interpretasi seismik refraksi diatas diketahui bahwa lintasan A-B, C-D, E-F, dan G-H memiliki struktur litologi tiga lapis.
Didasarkan pada literatur kecepatan untuk lapisan pertama mempunyai nilai kecepatan sebesar 200 – 700 m/s dengan kedalaman lapisan 0 – 4 meter yang menunjukkan lapisan pertama merupakan lapisan lapuk yang berupa top soil , pasir dan kerikil tak jenuh. Untuk lapisan kedua mempunyai nilai kecepatan sebesar 700 – 1500 m/s dengan kedalaman lapisan 2 – 13,5 meter yang menunjukkan lapisan kedua merupakan pasir jenuh, kerikil jenuh dan alluvium. Lapisan ketiga mempunyai nilai kecepatan sebesar 1500 – 1800 m/s dengan kedalaman lapisan 12-20 meter yang menunjukkan bahwa lapisan ketiga merupakanlempung dan pasir. Berdasarkan dari peta geologi menunjukkan bahwa daerah penelitian tersebut berada pada formasi batuan gunung api. Dari hasil perhitungan densitas batuan yang dilakukan dengan menggunakan perumusan empiris dari hubungan Gardner pada Persamaan (1), maka diperoleh densitasnya mulai dari 1,17 gr/cc hingga 2,02 gr/cc. Litologi batuan bawah permukaan untuk lapisan pertama terdiri dari top soil , pasir dan kerikil tak jenuh (1,17 – 1,59 g/cc) dengan ketebalan 2-4 meter, lapisan kedua terdiri dari pasir jenuh, kerikil jenuh dan alluvium (1,59 – 1,93 gr/cc) dengan ketebalan 9,5 – 11,5 meter, dan lapisan ketiga terdiri dari lempung dan pasir (1,93 – 2,02 gr/cc) dengan ketebalan 6 meter. Untuk kedalaman lapisan batuan keras berada pada kedalaman 12 meter hingga 20 meter.
BAB IV PENUTUP 4.1 Kesimpulan
Dari hasil penelitian dapat ditarik beberapa kesimpulan yaitu : 1. Metode-metode seismic refraksi yang terdiri dari berbagai bentuk memiliki keunggualan di medan-medan tertentu. 2. Berdasarkan hasil pengolahan dan interpretasi dapat diambil kesimpulan bahwa nilai kecepatan litologi batuan pada interpretasi seismik refraksi di Jatikuwung
adalah
200-1800
m/s
dan
densitasnya
1,17 – 2,02
gr/cc.
Pengelompokkan lapisan berdasarkan nilai kecepatannya terdiri atas lapisan pertama dengan kecepatan sebesar 200-700 m/s, lapisan kedua dengan kecepatan sebesar 700-1500 m/s, dan lapisan ketiga dengan kecepatan sebesar 1500-1800 m/s. Jika dikelompokkan berdasarkan jenis litologi batuan bawah permukaan untuk lapisan pertama terdiri dari top soil , pasir dan kerikil tak jenuh (1,17 – 1,59 gr/cc) dengan ketebalan 2-4 meter, lapisan kedua terdiri dari pasir jenuh, kerikil jenuh dan alluvium (1,59 – 1,93 gr/cc) dengan ketebalan 9,5 – 11,5 meter, dan lapisan ketiga terdiri dari lempung dan pasir (1,93 – 2,02 gr/cc) dengan ketebalan 6 meter. Hasil tingkat kekerasan batuan (density) yang didapatkan semakin bertambah kedalamannya maka batuan tersebut semakin kompak. Untuk batuan keras terdapat pada kedalaman 12 meter hingga kedalaman 20 meter.
4.2 Saran
setelah menbaca apa yang dimiliki metode seismic refraksi dan melihat data yang dihasilkan, sebaiknya metode ini sangat cocok dilakukan di kota-kota seperti kendari untuk keperluan pembangunan infrastruktur yang berkapasitas besar dan keperluan lainnya.
DAFTAR PUSTAKA
Atmaja.2008. Investigasi Sub-Permukaan Tanah Untuk Perencanaan Jalan Menggunakan Survai Pembiasan Seismik.Universitas Muhammadiyah Yogyakarta. Nurdiyanto, B. 2011. Penentuan Tingkat Kekerasan Batuan Menggunakan Metode Seismik Refraksi. Jurnal Meteorologi dan Geofisika, Vol. 12 No. 3, pp. 211 – 220. Refrizon.2009. Visualisasi Struktur Bawah Permukaan dengan Metode Hagiwara. Jurnal Gradien, pp. 30 – 33. Lubis, A.M. 2005. Analisis Kecepatan Gelombang Seismik Bawah Permukaan Di Daerah Yang Terkena Dampak Gempa Bumi 4 Juni 2000 (Studi Kasus: Kampus Universitas Bengkulu). Jurnal Gradien, Vol. 1 No. 2, pp. 69 – 73. Priyantari, N. 2009.Penentuan Kedalaman Bedrock Menggunakan Metode Seismik Refraksi di Desa Kemuning Lor Kecamatan Arjasa Kabupaten Jember. Jurnal ILMU DASAR, Vol. 10 No. 1, pp. 6 – 12. Sismanto. 1999. Eksplorasi dengan Menggunakan Seismik Refraksi. Yogyakarta: Gadjah Mada University Press. Geldard, L. P., Sheriff, R. E., and Telford, W. M. 1995. Applied Geophysics, New York, Cambridge University Press, London. Susilawati. 2004. Seismik refraksi (dasar teori dan akuisisi data), USU Digital Library. Toha, B. 1992. Peta Geologi Lembar Surakarta – Giritontro, Jawa.Pusat Penelitian dan Pengembangan Geologi, Bandung. Gardner, G.H.F., Gardner, L.W., and Gregory, A.R. 1974. Formation Velocity and Density-the Diagnostic Basics for Stratigraphic Traps. Jurnal Geophysics, Vol. 39, pp. 770 – 780.
