Received
Revised
Accepted Online Published
: 15 Maret 2020 : 2 April 2020 : 22 April 2020 : 26 April 2020 : 30 April 2020

## Identification of Landfill Using Refraction Seismic Method in LIPI Area - Bandung
Resi Wasilatus Syifa 1,*) , Nur Ichsan Sumardani 1 , Nur Amalia Dewi 1 , Teti Febrianti 1 , Jauhari Arifin 2 , Bebeh Wahid Nuryadin 1
1 Universitas Islam Negeri Sunan Gunung Djati, Bandung
2 Puslit Geoteknologi, LIPI Bandung
✉ : resirws@gmail.com

## Abstract
Research has been carried out using seismic refraction in the LIPI area – Bandung Bandung (Jl. Sangkuriang, Dago, Coblong, Dago, Kecamatan Coblong, Kota Bandung) , which aims to determine the land of embankment in the area. Retrieval of field data was carried out using geometric  Es-3000 tool along 46 meters with a spacing of 2 meters and a 7 shoot punch consisting of 2 phantom shoots beginning and ending. Data processing is done by the first step, namely by geometric editing so that data can be read by the computer. The inversion process is done by seismimager software which consists of pickwin to extract data and plotera for modeling the subsurface layer. The results of the data interpretation show the P wave velocity from 315 - 435 m / s. layer grouping based on P wave velocity is at the first color layer having a wave velocity of about 315 - 342 m / s, the second color layer has a wave speed of 355-382 m / s, and the third color layer has a speed of 359 - 422 m / s and thick layer more than 435. Based on the lithological classification of subsurface rock layers, this study area tends to have a layer of soil type with a depth of 5 meters, and can be said to be a layer of soil deposits because of the formation of soil structures that tend to be new.

## Keywords: Seismic Refraction, Geometric Es – 3000, Seisimager, Groundfill

## Abstrak
Telah dilakukan penelitian menggunakan seismik refraksi di Kawasan LIPI  - Bandung (Jl. Sangkuriang, Dago, Coblong, Dago, Kecamatan Coblong, Kota Bandung) yang bertujuan untuk menentukan tanah timbunan yang ada di daerah tersebut. Pengambilan data  lapangan  dilakukan dengan  menggunakan alat geometric Es  – 3000 sepanjang 46 meter dengan spasi 2 meter dan pukulan 7 shoot yang terdiri dari 2 phantom shoot awal dan akhir. Pengolahan  data  dilakukan  dengan  langkah  pertama  yaitu  dengan  mengedit  geometric  sehingga  data  dapat terbaca  oleh  komputer.  Proses  inversi  dilakukan  dengan  software  seisimager  yang  terdiri  dari  pickwin  untuk mempicking  data  dan  plotera  untuk  pemodelan  penampang  lapisan  bawah  permukaan.  Hasil  interpretasi  data menunjukan  kecepatan  gelombang  P  dari  315  –  435  m/s.  pengelompokan  lapisan  berdasarkan  kecepatan gelombang P adalah  pada lapisan warna pertama memiliki kecepatan gelombang  sekitar 315 – 342 m/s, lapisan warna kedua memiliki  kecepatan gelombang 355- 382 m/s, dan lapisan warna ketiga  memiliki kecepatan  359 – 422 m/s dan lapisan tebal lebih dari 435.  Berdasarkan klasifikasi litologi lapisan batuan bawah permukaan, pada daerah penelitian ini cenderung memiliki lapisan jenis soil dengan kedalaman 5 meter, dan dapat dikatakan sebagai lapisan tanah timbun karena formasi susunan tanah yang cenderung baru.
Kata Kunci : Seismik Refraksi, Geometric Es – 3000, Seisimager, Tanah Timbun.

## PENDAHULUAN
Indonesia adalah negara kepulauan dengan struktur geologi yang sangat unik,  tanah yang dipijak sangat  beraneka  ragam.  Semakin  bekembangnya  teknologi  yang  beriringan  dengan  maraknya kontruksi bangunan menyebabkan tanah banyak menjadi tanah timbunan.  Tanah  timbun  merupakan timbunan  diatas  tanah  asli  yang  diperuntukkan  sebagai  tanah  yang  memiliki  potensi  daya  dukung memadai (Perangin-angin, 2009).
Penentuan struktur dan lapisan tanah untuk kontruksi bangunan sangatlah penting agar fondasi yang menopang bangunan tersebut menjadi kuat, agar dapat mengetahui seberapa banyak tanah yang harus menjadi tanah timbun sehingga dapat menyokong suatu bangunan diatasnya. Penentuan struktur dan lapisan tanah ini bisanya dapat diidentifikasi melalui pendekatan geofisika (Refrizon, Suwarsono, & Yudiansyah, 2008).
Metode  seismik  merupakan  metode  yang  menggunakan  penjalaran  gelombang  seismik  yang menjalar dalam bidang elastik atau bisa disebut juga sebagai gelombang elastik. Gelombang seismik yang  di  akibatkan  dari  penjalaran  tersebut  dapat  terbagi  menjadi  gelombang longitudinal atau gelombang  P  ( pressure )  dan  gelombang  S  ( shear )  atau  gelombang  transversal  (Telford.W.M, Geldart.L.P,  &  Sheriff,  1991).  Metode  seismik  terbagi  menjadi  2  yaitu  metode  seismik  refraksi  dan refleksi. Prinsip dasar yang digunakan dalam metode seismik adalah hokum Huygens, asas fermat dan hokum snellius. Hokum-hukum ini merupakan dasar dari pemantulan dan pembiasan (Telford.W.M, Geldart.L.P, & Sheriff, 1991).
Maka dari itu, tujuan dari penelitian ini yaitu untuk  mengetahui struktur dan lapisan tanah timbunan di  Kawasan  LIPI  bandung  dan  tujuan  dari  kerja  praktek  ini  sendiri  adalah  dapat  mengakuisisi  dan meinterpretasi data dilapangan berdasarkan pada metode seismik.

## METODOLOGI DAN PENGAMBILAN DATA
Metode yang digunakan dalam akuisisi data yaitu metode seismik refraksi dengan interpretasi data menggunakan  Metode Hagiwara untuk  menentukan  kedalaman  suatu  lapisan  tanah  dan  batuan  di daerah survei. Oleh karena ini Metode Seismik Refraksi.
Metode  seismik  merupakan  salah  satu  metode  eksplorasai  dari  bidang  ilmu    geofisika.  Metode seismik  menurut  arah  perambatannya  terbagi  menjadi  dua  jenis,  yaitu  metode  seismik  refraksi  dan metode  seismik  refleksi.  Metode  seismik  refraksi  biasanya  digunakan  untuk  menentukan  struktur bawah permukaan tanah (Adnyawati, et al., 2012). Metode ini bisa digunakan juga dalam penentuan lapisan maupun tingkat kekerasan batuan. Sedangkan metode seismik refleksi merupakan metode yang dilakukan  untuk  menentukan  struktur  bawah  tanah  yang  dalam  dan  lebih  kompleks.  Pada  metode seismik  refraksi,  gelombang  yang  dicari  adalah  gelombang  yang  dibiaskan.  Sedangkan  gelombang yang di cari pada metode seismik refleksi adalah gelombang yang di biaskan.
Metode seismik refraksi adalah metode pada bidang geofisika yang digunakan untuk menentukan struktur bawah permukaan bumi dengan menggunakan prinsip gelombang. Gelombang yang dimaksud adalah gelombang yang masuk merambat kedalam bumi. Gelombang yang dimaksud pada gelombang seismik refraksi adalah gelombang badan/ body wave yang terbagi menjadi 2 jenis, yaitu : gelombang P  dan  S.  Metode  seismik  refraksi  ini  didasarkan    pada  perekaman  waktu  kedatangan  perambatan gelombang primer (P) yang dihasilkan dari sumber gelombang buatan. (Purnomo, et al., 2008).
Metode  seismik  refraksi  dihitung  berdasarkan  waktu  yang  dibutuhkan  oleh  gelombang  untuk merambat pada batuan dari sumber seismik menuju penerima pada berbagai jarak tertentu. Sinyal yang ditangkap  adalah  gelombang  pertama( first break )  dan  gelombang  setelahnya  diabaikan,  karena gelombang  seismik  refraksi  merambat  paling  cepat  kecuali  pada  jarak  ( offset )  yang  relatif    dekat sehingga  yang  dibutuhkan  adalah  waktu  pertama  kali  gelombang  diterima  oleh  setiap geophone (Nurdiyanto, et al., 2011).
Interpretasi data seismik dilakukan untuk menerjemahkan setiap data menjadi model geologi yang dapat  menggambarkan  struktur  bawah  permukaan  bumi.  Dalam  seismik  refraksi  masalah  dalam menerjemahkan  data  dari  kurva travel time menjadi  gambar  penampang  geofisika  dan    akhirnya menjadi gambar penampang geologi (Wahyuningsih, et al., 2006).
Secara umum, metode interpretasi data seismik interpretasi data seismik terbagi menjadi tiga bagian utama  yaitu intercept time , delay time , dan wave front . Semakin berkembangnya  ilmu pengetahuan, dikenalkan  beberapa  metode  lain  yang  digunakan  sebagai  interpretaasi  bentuk  topografi  dari  suatu bidang batas, yaitu Metode Reciprocal Hawkins , Metode Time Term , Metode Time Plus Minus , Metode Hagiwara Dan Masuda , Metode Split Spread Johnson (Wahyuningsih, et al., 2006). Metode  hagiwara  merupakan  metode  waktu  jeda  ( delay time ).  Kelebihan  dari  metode  ini  yaitu lapisan bawah permukaan bumi dapat dilihat dan ditampilkan mengikuti kontur dari bawah permukaan bumi tersebut.  Perhitungan dengan metode ini dikembangkan untuk struktur bawah permukaan terdiri dari 2 lapisan (Hudha, et al., 2014).
GAMBAR 1. Lintasan Gelombang Bias Pada Struktur 2 Lapisan (Hudha, et al., 2014).
Dengan menggunakan hukum Snellius pada bidang batas dua medium saat terjadi sudut kitis i maka ( Gambar 1 ) dapat dinotasikan bahwa gelombang dari titik A ke P merupakan T AP dan gelombang dari B ke P merupakan T BP. Maka persamaan yang diperoleh adalah Persamaan 1 dan Persamaan 2 (Hudha, et al., 2014).
𝑇′ 𝐴𝑃 = 𝑇 𝐴𝑃 − (𝑇 𝐴𝑃 +𝑇 𝐵𝑃 −𝑇 𝐴𝐵 ) 2 (1)
𝑇′ 𝐴𝑃 = ℎ 𝐴 𝑐𝑜𝑠 𝑖 𝑉 1 + 𝑥 𝑉 2 (2)
T’ AP merupakan linear terhadap x, jika diambil x sebagai absis dan T’ AP sebagai ordinat dan diplot titik-titik yang bersesuaian maka garis lurus tersebut merupakan suatu short (bentuk baru yang lebih pendek) dari kurva travel time yang dikandung oleh titik-titik yang berhubungan. Nilai T’ AP dengan mudah dapat dihitung dari pers (3), dan kecepatan v2 pada lapisan bawah diperoleh dari kemiringan (slope) garis lurus. T’ AP yang diperoleh  dari Persamaan 1 adalah besaran yang menunjukan kecepatan pada lapisan bawah. Dengan cara yang sama, dapat diperoleh.
𝑇′ 𝐵𝑃 = 𝑇 𝐵𝑃 − (𝑇 𝐴𝑃 +𝑇 𝐵𝑃 −𝑇 𝐴𝐵 ) 2 (3)
Bila jarak ke titik penerima adalah x, dengan mengambil titik B sebagai titik asal, maka diperoleh Persamaan 4.
𝑇′ 𝐵𝑃 = ℎ 𝐵 𝑐𝑜𝑠 𝑖 𝑉 1 + 𝑥 𝑉 2 (4)
Dengan kedalaman lapisan pada titik A (h A ) dan pada titik B (h B ). Dalam pers (5), v 1 dapat diperoleh dari kurva travel-time dari gelombang langsung dekat titik tembak. T AP , T BP , dan T AB diperoleh dengan cara observasi. Tetapi cos i tidak dapat dicari, karena V 2 biasanya tidak diketahui. Jika nilai V 2 dapat diketahui, maka kedalaman hp dan titik penerima P dapat diperoleh dengan cara Persamaan 5.
ℎ 𝑝 = 𝑉 1 2 cos 𝑖 (𝑇 𝐴𝑃 + 𝑇 𝐵𝑃 − 𝑇 𝐴𝐵 ) (5)
Nilai T’ AP dan T’ BP sangat berhubungan dengan  T AP atau T BP , maka nilai hp dapat dihitung dengan Persamaan 6 dan Persamaan 7 berikut.
ℎ 𝑝 = 𝑉 1 cos 𝑖 (𝑇 𝐴𝑃 − 𝑇′ 𝐴𝑃 ) (6)
ℎ 𝑝 = 𝑉 1 cos 𝑖 (𝑇 𝐵𝑃 − 𝑇′ 𝐵𝑃 ) (7)
GAMBAR 2. Kurva waktu rambat dan kurva waktu rambat kecepatan (sismanto, 1999).

## Cara Pengambilan Data
Pengambilan data dilakukan di kawasan  LIPI  - Bandung  yang dilaksanakan pada  tanggal  02 juli 2019 dengan 1 lintasan dan Panjang lintasannya 46 meter, spasi antar geophone pada pengambilan data tersebut yaitu 2 meter (Gambar 3).
GAMBAR 3. Gambar dan Skema Lintasan Penelitian
Gambar 4. 1 set peralatan geometric es-3000
Pengambilan  data  ini  dilakukan  dengan  7 shot point agar  semakin  bagus  resolusi  datanya,  yang dimulai  dengan  2 phantom shoot di  awal  dan  di  akhir  seperti  pada  Gambar  3,  dengan  shoot  sesuai dengan Tabel 1. Sumber getaran pada pengambilan saat pengambilan data yaitu palu dengan berat 5 kg. data yang dihasilkan merupakan data perambatan gelombang dari pukulan palu besi yang terekam oleh alat Geometric ES -3000 (Gambar 4) dan dimunculkan dengan software yang bernama Geometric. Pengaturan gain pada tiap receiver dilakukan secara otomatis dengan bantuan aplikasi akuisisi ini dan disesuaikan dengan kekuatan operator pemukul (Tabel 1).
TABEL 1. Shoot Point Pada Lintasan Penelitian Shoot Point Jarak (m) 1 2 3
4 5
6 7 -6 -2 11 23 35 48
52

## Data Penelitian
Pada saat pemukulan antar shoot harus  diedit dulu source nya sesuai dengan nilai jarak shoot yang akan  pukul  seperti  dalam  Gambar  5,  hal  ini  dilakukan  agar  data  yang  terekam  dapat  terbaca  oleh pickwin dan agar bisa menentukan first breaknya .
GAMBAR 5. Source Pada Software Geometric
Sebelum melakukan pukulan, harus disesuaikan dulu sourcenya dengan mengklik geom (Gambar 6).  Setelah  sesuai  baru  bisa  memukul,  tapi  saat  terjadi  pukulan  diusahakan  sesuai  dengan  software dengan mengklik do survey kemudian klik arm sehingga muncul warna hijau dan barulah bisa dipukul.
a b
GAMBAR 6. A) Alat Saat Akan di Pukul, b) Alat Telah Merekam Gelombang.

## Pengolahan Data
Data  yang  telah  didapatkan  diolah  menggunakan software  seismager dengan  format  data  dari lapangan  yaitu  (.dat).  Dalam software  seismager ini  terdapat  beberapa  bagian  didalamnya  yaitu: pertama, data dari lapangan diolah  dengan menggunakan pickwin (Pick  First Breaks or  Dispersion curves) untuk menentukan first break pada gelombang.
GAMBAR 7. Data Gelombang Pertama Sebelum di Picking .
GAMBAR 8. Gelombang yang Sudah di Picking .
Pada  Gambar  7  dan  Gambar  8  merupakan  gelombang  seismik  sebelum  dan  sesudah  di picking . Garis  warna  merah  merupakan  data firstbreak yang  aktif  dan  garis  warna  hijau  merupakan  data traveltime .    Setelah  selesai  picking  data,  selanjutnya  data  diedit  menggunakan plotrefa ( refraction analisis) yang datanya berupa grafik jarak terhadap waktu.
GAMBAR 9. Plot firstbreak dengan kurva jarak terhadap waktu, (kurva traveltime ).
GAMBAR 10. Kurva Traveltime Setelah di Inversi dan di Belokan.
Gambar 9 dan Gambar 10 merupkan kurva traveltime hasil dari plot nilai firstbreak terhadap jarak. sebelum  di  inversi  data  dimasukan  elevasi  agar  citra  penampang  lebih  bagus.  setelah  dimasukan elevasi,  kemudian  untuk  mengetahui  kecepatan  gelombang  pada  lapisan    dilakukan  inversi  dengan menentukan layer dan menentukan arah beloknya, setelah itu di inversi dan menghasilkan penampang 2 lapisan.
GAMBAR 11. Penampang Hasil Inversi Kurva Traveltime dan Elevasi Daerah Penelitian.
Untuk menghasilkan penampang bawah permukaan yang lebih baik, perlu diinversi kembali hingga hasilnya gelomang P pada penampang lebih halus seperti Gambar 12.
GAMBAR 12. Model Penampang Bawah Permukaan Setelah di Inversi Dengan Software Plotrefa.

## HASIL DAN PEMBAHASAN
Pada  pengambilan  data  kali  ini  bertujuan  selain  sebagai  praktek  juga  untuk  menentukan  lapisan tanah  timbun  dikawasan  LIPI  –  Bandung.  Pengambilan  data  dilakukan  dengan  menggunakan  alat geometric es – 3000 dan software interpretasinya yaitu seismager. Data yang masuk pada alat seismik refraksi tersebut dilakukan editing geometri agar data dapat terbaca. Data lapangan ditampilkan berupa penampang  seismik  seperti  Gambar  7.  data  penampang  seismik  tersebut  difilter  terlebih  dahulu sebelum dipicking. Picking data dilakukan menggunakan software pickwin bagian dari seismager, dari hasil rekaman gelombang seismik yang telah di picking (Gambar 8)  dapat dilihat bahwa gelombang akan  merampat  dengan  cepat  tepat  pada  saat shoot  point dan  akan  merambat  sangat  lama  ketika menjauhi shot point . Pada saat picking data, waktu penerimaan gelombang  tidak lebih dari 120  msec. hal ini karena lintasan yang digunakan hanya 46 m dengan jarak antar geophone 2m maka saat waktu first breaks nya lebih dari 120 msec  kecepatan V 1 akan lebih besar dari V 2 .
Hasil  picking  antar  shoot  point  akan  menjadi  nilai  traveltime  yang  nantinya  akan  menjadi  kurva traveltime (Gambar 9). Kurva travel time ini sesuai dengan lintasannya yaitu memiliki Panjang lintasan 46 meter dengan 2 phantom shoot di awal dan di akhir. Hasil kurva travel time tersebut kemudian di inversi  dengan  menggunakan  metode  hagiwara.  Metode  ini  merupaka  metode  untuk  menampilkan
penampang  bawah  permukaan  berdasarkan  nilai  cepat  rambat  gelombang.  Metode  ini  merupakan turunan dari metode delay time,  untuk mencari nilai  ketinggian hp dari  selisih nilai traveltime yang kemudian menghasilkan bentuk penampang (Gambar 10).
Dari pengambilan data ini dihasilkan penampang 2 lapisan yang memiliki kecepatan v 1 = 315 dan v 2 = 436 (Gambar 11).  Berdasarkan  penampang model 2D (Gambar 12), dapat diketahui nilai rambat gelombang  p  pada  penampang  vertikal  sepanjang  lintasan  dengan  cepat  rambat  gelombang  p  mulai dari 315 – 435 m/sec. pada lapisan warna pertama memiliki kecepatan gelombang  sekitar 315 – 342 m/s, lapisan  warna kedua memiliki   kecepatan gelombang 355 – 382 m/s, dan lapisan  warna  ketiga memiliki kecepatan  359 – 422 m/s dan lapisan tebal lebih dari 435.
TABEL 2. Klarifikasi Litologi Tanah Berdasarkan Kecepatan Gelombang P
(Nurdiyanto, et al. 2011). No  Kedalaman Lapisan (Meter) V p (M/S) Litologi 1. 0 – 5 M 200 – 700 Soil 2. 0 – 5 M 700- 1100 Granodiorit Lapuk Kuat 3. 0 – 15 M 1100 - 1770 Granodiorit Lapuk Lemah 5. >70 M > 1770 Granodiorit Segar
Pada  penampang  bawah  permukaan  ( Gambar  12 )  lebih  terlihat  jelas  jenis  lapisan  yang  terdapat pada daerah penelitian. Pada sepanjang lintasan 0 – 46 m, memiliki jenis lapisan yang berbeda-beda dengan  kedalaman  sekitar  5  m.  Dari  kecepatan  gelombangnya  ( Tabel  2 )  dapat  ditentukan  bahwa daerah  sekitar  itu  memiliki  jenis  tanah  top  soil  bahan  lapuk.    Tanah  jenis  ini  dapat  dikatakan  tanah timbun karena formasi lapisannya yang tidak stabil sedangkan gambar yang berwarna biru merupakan jenis  tanah  yang  stabil.  Maka  tanah  timbun  yang  teridentifikasi  di  Kawasan  LIPI  –  bandung  ini memiliki kedalaman sekitar 5 meter dengan Panjang lintasan 46 meter

## KESIMPULAN
Dari hasil akuisisi dan interpretasi data seismik refraksi yang dilakukan di Kawasan LIPI - Bandung Bandung  (Jl.  Sangkuriang,  Dago,  Coblong,  Dago,  Kecamatan  Coblong,  Kota  Bandung)  dapat disimpulkan  bahwa  kecepatan  gelombang  P  saat  melewati  lapisan  pertama  sekitar  315  –  400  m/s. Lapisan ini merupakan lapisan tanah jenis top soil bahan lapuk. Formasi penyusun tanah ini tidak stabil dan  cenderung  baru,  maka  tanah  jenis  ini  dapat  dikatakan  tanah  timbunan  yang  tersebar  sepanjang lintasan 0 – 46 m dan memiliki kedalaman sekitar 5 m.

## REFERENSI
Adnyawati, N. K., Efendi, R. & S. (2012). Analisis Struktur Bawah Permukaan Dengan Menggunakan Metode Seismik Refraksi di Universitas Tadulako. Jurnal Natural Science, 1 . 17-26.
Hudha,  S.  N.  et  al.  (2014).  Penentuan  Struktur  Bawah  Permukaan  Dengan  Menggunakan  Metode Seismik  Refraksi  Dilapangan  Panas  Bumi  Diwak  dan  Derekan,  Kecamatan  Bergas,  Kabupaten Semarang. Youngster Physics Journal, 3 (3), 263-268.
Kiswarasari, P. (2013). Aplikasi Metode Seismik Refraksi untuk Mendeteksi Potensi Longsor di Desa Deliksari Kecamatan Gunungpati Semarang. Thesis . Universitas Negeri Semarang.
Nurcandra, N., D. & Koesuma, S. (2013). Penentuan Tingkat Kekerasan Batuan Menggunakan Metode Seismik Refraksi di Jatikuwung Karanganyar. Indonesia Journal of Applied Physics, 3 (1). 1-29.
Nurdiyanto,  B.  et  al.  (2011).  Penentuan  Tingkat  Kekerasan  Batuan  Menggunakan  Metode  Seismik Refraksi. Jurnal Meteorologi dan Geofisika, 12 (3). 211-220.
Perangin-angin,  G.  (2009).  Studi  Potensi  Tanah  Timbun  Sebagai  Material  Kontruksi  Tanggul  Pada Ruas  Jalan  Negara  Liwa-  Ranau  Di  Kabupaten  Lampung  Barat. Jurnal  Sipil  dan  Perencanaan, 13 (2).141-146.
Purnomo,  A.,  P.  Rosyidin,  S.  A.  &  Widianti,  A.  (2008).  Investigasi  Sub-Permukaan  Tanah  untuk Perencanaan  Jalan  Menggunakan  Survai  Pembiasan  Seismik. Simposium  XI  FSTPT,  Universitas Diponegoro Semarang.
Refrizon, Suwarsono, & Yudiansyah, H. (2008). Penentuan Struktur Bawah Permukaan Daerah Pantai Panjang Kota Bengkulu Dengan Metode Seismik Refraksi. Gradien , 4 (2), 337–341.
Sismanto.  (1999). Eksplorasi  Dengan  Menggunakan  Seismik  Refraksi . Yogyakarta  :
Gajah Mada University Press .
Telford, WM, Geldart,LP, & Sheriff, RE. 1991. Applied geophysics . New York : Cambridge university press.
Wahyuningsih,  S.,  Yuliyanto,  G.  &  Nurwidyanto,  M.  I.  (2006).  Interpretasi  Data  Seismik  Refraksi Menggunakan Metode Reciprocal Hawkins dan Software SRIM (Studi Kasus daerah Sioux  Park, Rapid City, South Dakota, USA). Berkala Fisika, 9 (4). 177-184.