義大利bari在哪裡

① 義大利電話區號多少

中文名稱：義大利（包括梵蒂岡）

英文名稱：Italy (including Vatican City)

國際區號：39

② Bari意思是什麼

n. 巴里（義大利東南部海港）

③ 義大利的Bari島到羅馬做火車要多長時間

最佳旅遊線路是。到達BARI。從南至北游。從威尼斯離開。

BARI最南。羅馬居中。威尼斯最北（最省錢的旅遊線路，不用折返）

6天游差不多，走馬觀花一下。我建議你直接費BARI機場。然後回程票買威尼斯出發。
機票你要自己上網咨詢了。
住宿費2天算150歐元（三星標準的）火車票,請查詢www.trenitalia.com.義大利鐵路局。上面有詳細火車時刻表。我幫你看了一下，羅馬到BARI都是快車.
2等艙從38—50歐元不等。時間從4小時—5小時不等（單程）如果吃的經濟一點，吃PIZZA。麵包之類的，一天20歐元吧。
15歲才，2，3個人一起出去玩吧。總要有人幫你拍照吧。義大利南部小偷還是比較多的哦，尤其羅馬。

有什麼具體問題可以留言給我。

④ 介紹一下巴里，是球隊

巴里隊 名稱：巴里
英文名：Bari

所在城市:巴里

主 球 場 :聖尼古拉球場

該隊是義大利足壇成立較早的老牌俱樂部之一，屬義大利南方球隊，在其建隊歷史上從未獲得任何大賽的冠軍。1928年由當地3支球隊合並而成，成立之初還算不錯，在30至40年代曾經在甲級行列中安穩地呆過一段的時間。後幾度沉浮，有「升降機」之稱。該隊歷史上最好的成績便是在1946年曾取得甲級聯賽的第七名。1991~92賽季降級後，於1993~94賽季以乙級聯賽亞軍的身份升級，每個賽季均為保級而戰

本賽季的陣容和賽程
http://www.hoodong.com/wiki/%E5%B7%B4%E9%87%8C%E9%98%9F#3
歷史戰績
http://sports.sina.com.cn/global/200001/0518687.shtml

該隊歷史上的球星：卡薩諾，肯尼安德森，大衛普拉特，賈爾尼，贊布羅塔，博班，佩羅塔，文托拉，沙維爾，拉杜喬尤，里德奧特．迪瓦約等等

該隊只獲得乙級聯賽2次冠軍： 1934-35, 1941-42

⑤ 義大利有哪些大區

義大利劃分為20個一級行政區——大區（Regione），共110個省，8092個市（鎮）。20個大區中有五個是實施特殊法律的自治大區它們是：瓦萊達奧斯塔大區、特倫蒂諾-上阿迪傑大區、弗留利-威尼斯朱利亞大區、西西里大區和撒丁大區。現行義大利的ISO3166:IT 代碼分為兩級：20個大區及其下轄的110個省。其中20個大區代碼有兩個數字組成，110省代碼有兩個字母組成。

⑥ 義大利留學音樂怎麼樣，有什麼好的院校推薦

你好，關於義大利留學音樂怎麼樣，有什麼好的院校推薦？
1、米蘭威爾第音樂學院是義大利米蘭的最重要的音樂學府之一。由音樂家和音樂教育家一起建於1891年5月由於當時義大利歌劇正處在威爾第的歌劇時代，帶動了整個歐洲的音樂界。一百多年來為世界各國培養了無數的演奏家，指揮家和歌唱家。
2、羅馬音樂學院是全世界最古老的音樂學院之一。建立於1585年。羅馬音樂學院位於義大利首都、拉齊奧大區的首府羅馬市。有三年制本科課程和兩年制研究生課程。

3、都靈音樂學院，其教學方式不同於其它普通學校，有其自身的獨到之處：音樂實踐課程大部分是一對一形式的單獨授課，輔以集體授課涉及廣泛的文化課程，再以音樂專業練習相結合等的形式。都靈音樂學院有著豐富充實的人才保證，其畢業考試對公眾開放，學院還定期組織一些像展示音樂技巧方法的音樂會，和學院優秀學生較高藝術水平的表演等，公眾可自由免費入場。

4、義大利博洛尼亞音樂學院 ，坐落於義大利北部艾米利亞一羅馬涅大區的首府博洛尼亞市，成立於1804年，是義大利公認的第一所國立音樂學院。

5、帕爾馬音樂學院位於義大利艾米利亞-羅馬涅大區的帕爾馬城，是一所成立於1877年的高等音樂學院。該校為符合條件的學生提供獎學金的機會，激勵學生努力學習，同時也為經濟困難的優秀學生提供經濟資助。帕爾馬音樂學院開設了多樣化多層次的專業與課程，其中主要為三年制本科、兩年制碩士研究生課程。

6、費爾莫音樂學院位於義大利馬爾凱大區的費爾莫市，是一所傳統的音樂學院。該音樂學院成立於1924年的國立音樂學院，二次世界大戰後在地區政府的幫助下發展壯大，現已成為馬爾凱地區最有名的音樂大學，培養了眾多音樂家。

7、阿維利諾音樂學院是1972年成立的，是坎帕尼亞大區最大的音樂學院。該校開設了多層次的專業與課程，擁有50個教室、一個多媒體音樂室、一個樂器室、一個圖書館，還有一個可容納400人的音樂廳。近四年學校得到了國家部委的財政資助，使學校得以在基礎設施和資金應用方面有了更多的自由。

⑦ bari義大利 巴里是地震區嗎

在地震並不常見的歐洲，為何義大利卻地震頻發？一起來了解一下其中原由。
歐洲地中海地震中心地球物理學家雷米·博蘇解釋說，與日本等地震多發地區相比，歐洲確實很少發生地震，但義大利是個例外，這是因為義大利在歐洲所處位置比較「特殊」。
位置"特殊"意處於地震活躍帶
專家介紹，義大利處於非洲板塊和亞歐大陸板塊的交界處，這兩個板塊的碰撞所釋放的能量使義大利處於地震活躍帶，而在亞平寧山脈沿線還分布著很多小的斷層帶。據統計，義大利每隔5到10年就會發生一次6.0級左右的地震。
義大利中部山區的地震風險尤其高
根據美國地質勘探局和義大利民防局的數據，義大利全境幾乎都存在地震風險，而義大利中部山區的地震風險尤其高。在過去50年裡，義大利從北部到南部都發生過5.5級及以上的地震。此外，由於亞平寧地區一帶土地還在不斷向亞得里亞海延伸，這也是促使義大利地震多發的原因之一

⑧ 義大利有哪些城市

義大利的主要城市有羅馬、米蘭、佛羅倫薩、那波里、都靈、熱那亞、威尼斯等。

⑨ 義大利有哪些著名城市

1、威尼斯

威尼斯（Venice）與帕多瓦組成大帕多瓦—威尼斯地區。別名「亞得里亞海的女王」、「水都」、「橋之城」及「光之城」，堪稱世界最浪漫的城市之一。威尼斯的風情總離不開「水」，蜿蜒的水巷，流動的清波，宛若默默含情的少女，眼底傾瀉著溫柔。其建築、繪畫、雕塑、歌劇等在世界有著極其重要的地位和影響。威尼斯因「因水而生，因水而美，因水而興」的美譽，享有「水城」「水上都市」「百島城」等美稱。

⑩ 下－中更新統界線的一個候選剖面——義大利南部亞平寧前淵剖面

N.P.ClaranfiA.D'AlessandroM.Marino

Department of Geology and Geophysics，University of Bari，Italy

摘要在義大利南部巴西利卡塔地區布拉達諾海槽的最南部，有一個出露很好的連續的泥岩和泥質粉砂岩序列，厚約400m；在超微化石生物地層分析和初步的磁性地層學研究的基礎上，我們認為它處於下更新統的上部和中更新統的下部。蒙塔爾巴諾－伊奧尼科復合剖麵包括「大」Gephyrocapsa帶的頂部，「小」Gephyrocapsa帶和Pseudoemiliania lacunosa帶的下部。上面提到的生物帶的界線被認為分別靠近相當於賈拉米洛亞年代亞帶上部的地磁反轉點的位置和松山期與布容期的界線。從動物群成分和化石埋藏學、沉積學的研究，我們得出：蒙塔爾巴諾－伊奧尼科盆地的水深變化顯示了一個總的海退趨勢，在P.lacunosa帶區間內至少包括5個五級海平面升降旋迴。蒙塔爾巴諾－伊奧尼科復合剖面似乎包含著兩個可能的，對下－中更新統界線的GSSP有用的區間：①最下部的區間包含有賈拉米洛亞年代帶頂端和小Gephyrocapsa與P.lacunosa生物帶的界線；②最上部的區間，其中包含有松山期/布容期的界線。

關鍵詞地層學海相更新統義大利南部

1引言

下－中更新統界線的GSSP從來沒有根據國際地層學的標准正式建立過^[28]。據Cita和Castradori報道^[10,11]，更新統這兩個部分的界線應接近於賈拉米洛亞年代亞帶的頂部，靠近同位素25期，和（或）小Gephyrocapsa/Pseudoemiliania lacunosa超微化石生物帶的分界線；而其他的研究人員^[23,25]則建議將這界線放在靠近布容期－松山期的反轉處。在蒙塔爾巴諾－伊奧尼科地區，布拉達諾海槽的西南部，有一個保存很好的、最近代的、在陸地上的第四紀海相沉積。根據超微化石帶界線的地層位置^[7～9]，我們發現，沉積記錄是連續的，並且它好像包含布容期－松山期界線（Channell，個人通訊，1994），以及賈拉米洛亞年代亞帶的頂、底部。蒙塔爾巴諾－伊奧尼科剖面具有滿足下－中更新統GSSP的候選剖面的特徵。義大利地層委員會第四紀工作組^[10，11]和Van Couvering^[31]也提出了同樣的觀點。

2地質背景

用來建立海相第四紀層型的所有地層剖面都位於沿亞平寧山脈東部邊緣分布的陸上地區（圖1a）。這是由特別的地球動力和前淵盆地的古地理演化造成的。在義大利南部，這樣的盆地從莫利塞延伸到巴西利卡塔地區並一直伸入現在的塔蘭托海灣；它位於亞平寧褶皺沖斷帶外緣和阿普利亞前陸區內緣之間^{[3，5，6，22]}。

圖1

a—義大利南部層型剖面位置；①—Vrica，②—Maria di Catanzaro南部，③—菲卡拉齊，④—蒙塔爾巴諾－伊奧尼科；b—放大圖；1—埋藏的外來岩體外部邊緣，2—蒙塔爾巴諾－伊奧尼科剖面位置

這個盆地很快演化為一個充填海槽，叫布拉達諾海槽（圖1b），是義大利主要自然地理單位之一。它形成於上新世早期，在上新世和更新世早期發生劇烈的演化。它的內緣，由於多期強烈的逆沖斷層活動而被破壞，並連同亞平寧單元和上新世的前淵單元一起朝著NE方向運動。外緣逐漸擴展覆蓋了中—新生代阿普利亞前陸單元^[3,5]。

在第四紀時，布拉達諾海槽沿著沉積最厚的地區形成一個厚而連續的沉積序列。在巴西利卡塔南部，沉積作用的持續時間更長，因此，蒙塔爾巴諾－伊奧尼科記錄代表了一個目前在義大利陸上的最近代的沉積序列。

3地層

蒙塔爾巴諾－伊奧尼科剖麵包括向上變粗屬於泥質下亞平寧（Argille subappennine）組的泥質沉積。在野外，通過一些火山碎屑層地層剖面，可以重建一個厚400m以上的綜合剖面地層序列（圖2、圖3）。通過每一火山碎屑層的特殊化石組合，可以作出它們的對比，因而，那些層可以作為一種標志層。而且，磁性地層學的研究和超微植物化石組合生物地層學分析，已經提高了這個序列的再造性^{[7～9，13，20]}。由純火山灰、富砂的火山灰物質和浮石碎屑組成的火山碎屑層（V1—V9），由一個鹼性的未飽和火山作用形成，可能來自於義大利南部的一個火山源^[8]。

圖2在蒙塔爾巴諾－伊奧尼科地區選擇的地層剖面

對比的依據是火山碎屑層和化石組合

圖3在蒙塔爾巴諾－伊奧尼科的復合剖面

a—可能的下－中更新統界線GSSP最低位置。b—可能的下－中更新統界線GSSP最高位置。地磁反轉的年齡來自於Shackleton等^[29]，微體化石帶界線年齡來自於Raffi等^[24]和Castradori^[4]。占生物群落的生物組合指示了水深的變化。生物群落和它們的相應字母代號：VP—半深海的泥質，DC—海岸碎屑底，VTC—陸源泥，PE—多相生物群落，DL—大陸邊緣碎屑底，DE—泥質碎屑底，DCE—DC-DE生態混合群落；sh—淺海相，d—深海相。1—第四級旋迴；2—第五級旋迴；3—火山碎屑層；4—泥岩；5—砂質粉砂岩；6—粉砂質砂岩；7—砂岩；8—礫岩

由半深海的泥岩組成並包含最低的V1火山碎屑層是序列下部150m的標志性特徵。在野外，我們發現的化石主要為Dentaliumagile、Aphorraisuttingerianus、A.serresianus和Nassarius cabrierensis。

包括V2—V4火山碎屑層的泥質沉積，向上厚度約為200m（圖3）。它包含有疏散的大化石和骨骼的富集體，富集體主要屬原生生物成因，以苔蘚動物（V3下面）或雙殼類（靠近V2和V4）為主。

序列的上部為約70m厚的粉砂岩和砂岩，其中包括V5—V9火山碎屑岩層。除了生物沉積外，還有眾多的簸選和水流沉積。這種近源風暴沉積占據了剖面的上部，代表了海相旋迴的最高海退部分。

在這個記錄中有假整合，陸架砂岩和礫岩的出露厚度約為10m^[18]。陸相砂質礫岩覆蓋在海相沉積之上。

4超微化石生物地層

在復合剖面上（圖3），我們選定了兩個區段進行詳細研究：A段包含賈拉米洛亞年代亞帶，B段則包含松山期－布容期界線的初步記錄。

我們將每一米的鈣質超微化石地層的樣品都作了分析。雖然定量的研究局限於A段和B段（圖4），但其他的區段也做過定量分析。為了確定每一個樣品的有意義組合，並識別重要屬種（gephyrocapsids、helicospherids、Reticulofenestra asanoi，Sato et Talcayama）豐度型式。我們用1000倍的光學顯微鏡對樣品的塗片作了分析。平均每個樣品研究了400個域（8mm²）。我們遵循Gartner^[16]、Rio^[26]，Rio等^[27]和Raffi等^[24]提出的關於Gephyrocapsaspp.的分類標准。正常大小的Gephyrocapsa、大Gephyrocapsa和R.asanoi的豐度按每平方毫米個數計算，而Gephyrocapsasp.3和Helicosphaera sellii的豐度則分別按每8mm²gephyrocapsids（＞4μm）和helicoliths總數的百分數進行計算。建立在20個視野的形態類型的統計基礎上的小Gephyrocapsa的豐度，則用每一視野中數量的平均數來表達。

根據Rio等^[27]的圖表，我們可以識別出三個生物帶：大Gephyrocapsa帶p.p.、小Gephyrocapsa帶和Pseudoeniliania lacunosa帶p·p·。

4.1A段

小Gephyrocapsa/P.lacunosa帶的界線定在這個剖面段的上部Gephyrocapsasp.3首次出現的地方，小Gephyrocapsa頂峰期的結束和正常大小的Gephyrocapsa的再現非常接近於這個帶的界線。被覆蓋的地層間隔（圖4）恰好出現在這些生物事件之下，這或許提示小Gephyrocapsat和P.lacunosa帶的界線應稍低一些。

圖4在蒙塔爾巴諾－伊奧尼科剖面中，主要微體化石標志屬種的豐度型式

詳見正文

小Gephyrocapsa帶組合的特徵是，正常大小的Gephyrocapsa豐度低、小Gephyrocapsa豐度高。而且，根據幾個作者的研究^{[4，14，19]}，在小Gephyrocapsa的地層分布范圍內，R.asanoi出現了「底部頂峰期」和「頂部頂峰期」。由於對種的概念理解不同（在文獻[20]中討論），使得R.asanoi的分布可能有輕微的差別。正常大小的Gephyrocapsa的再現主要表現為sp.3的百分比由6%變化到83%。中等大小的Gephyrocapsa的再現似乎在同位素25期^[4]和27期^[24,23]或28～29期，反映了從低到中到高緯度的一個遷移事件。

對A段的大Gephyrocapsa和H.sellii的幾塊樣品重新做了工作。

4.2B段

我們對在A段、B段和B段以上採集的幾個樣品做了定量分析，證實了Gephyrocapsasp.3出現的不連續性；這與地中海地區這一標志性種的分布相一致^[4]。在那個地區，同樣的種消失在584ka^[4]。在定量分析的基礎上，我們發現在B段的底部Gephyrocapsasp.3的數量很少甚至消失，而在上段則變為豐富（圖4）。蒙塔爾巴諾－伊奧尼科序列中，高的堆積速率和不確定的無機物的加入導致了Gephyrocapsasp.3分布的不連續性的擴大。這使我們對樣品的豐度型式不能作出明確的說明，而且也不能直接與一些文獻中可利用的定量數據作比較。為了對在B段中觀察到的Gephyrocapsasp.3的「再現」的生物地層學意義進行評價，我們仍需做進一步的工作。

5古群落和海平面變化

自從開始研究以來，我們通過在蒙塔爾巴諾－伊奧尼科剖面上化石組合的垂向分布，推斷出了顯著的海平面變化。幾乎所有大化石都屬於屬種仍在擴展的、生活在上斜坡到內陸架的不同生物境的生物群落。我們選擇了一些新鮮的露頭並進行了詳細的研究以識別出原始的底棲生物的古群落，即以往所稱的生物群落（biocoenoses）（文獻[21]的含義）——這里稱為「組合（associations）」——它們與當代的生物群落^[2]起著同樣的生態作用。生態學的發展，使我們有可能獲得隨著時間推移主要環境參數首先是海水深度變化的可靠信息。

我們研究的記錄可分為兩個區間（圖3）：以淺半深海化石群落為特徵的下部（I）和以潮下古生物群落為特徵的上部（ⅡA，ⅡB）——上部地層分布反映了五次（可能六次）海平面的波動。

5.1區間Ⅰ

這個區間為含少量遺跡化石的紋層狀和塊狀泥岩。遺跡化石主要為Chondrites。三個確認的相當於現代VP生物群落，並且表現了一個海洋變淺的趨勢，即從約500m深到過渡帶最後形成大陸架（圖3）。而且，古群落成分、結構的變化，遺跡化石組合以及化石埋藏特徵等因素反映了氧含量和土壤參數的變化[主要是海底的稠濃度（soupiness）]；另外，它們通過再懸浮的泥表現了大量的覆蓋事件的發生。

5.2區間Ⅱ

這一部分幾乎被完整地測量過，而且每一米都取了樣品，或者有可能的話，還可能研究得更詳細些。所有的古群落與現代的、居住在潮下帶的生物群落都可比較。在很多情況下，由於一些環境參數，如海洋生物分布、底部的粘結性、沉積速率、氧含量等的變化，使古群落好像發生了相互代替。

為了確定最可靠的變深變淺的旋迴，我們選擇了一些與深度有關的古群落進行研究^[14]（圖3）。每一旋迴包括一定數量的次級旋迴，這些次級旋迴通過動物群落和埋藏特徵的細微變化，表現了小尺度的海水深度變化。旋迴可部分地被移居事件——可能被短期變化過程觸發引起——所遮蔽，例如，水能的微許增加（僅能移動一個流動界面或最微小的物質）、攪動和泥質物大量沉積的幕次增加。

亞區間ⅡA是一含少量化石的泥質沉積，其特徵是：鬆散的和緊密的化石堆積交替出現，形成了礫石灘[主要由pectinid殼和（或）蠕蟲管組成]、層（主要為苔蘚動物化石群）、塊（Neopycnodonte或Ditrupa）和薄透鏡體。從成因學的觀點來看，層和塊表現了內在的生物堆積，而礫石灘則主要是由於細小沉積物的移動而引起的沉積上的聚積。

在這個亞區間的底部（圖3），沉積上的聚積（Hyatella，還有Glossus、Ditrupa、Paeudamussium是特徵性組分）和很少的侵蝕面指示了水底能量呈幕式增加。埋藏特徵和生態暗示了微小的位移和由泥質風暴沉積引起的迅速埋藏的骨骼的混合。海底位於靠近最大風暴浪底部。向上，兩個古群落（Plagocardium-Turritella和Parvicardium-Abra）——相當於DC生物群落和VTC生物群落的一個淺部相——指示了相似的相對深度較淺的底部。每一旋迴的最大深度由Brissopsis-Venus、Bathyarca-Abra和Thyasirids-Rissids古群落所記錄。

亞區間ⅡB（圖3）由含粉砂質泥和細砂交互出現的砂質粉砂岩組成。均勻分布的動物群化石通常比ⅡA中的多，但原生的生物堆積少。有很好的生物－沉積的混合堆積。這種混合堆積由低於風暴浪基面的底部短期進程所形成。Arctica-Cardiids（DC生物群落）和Neopycn-odonte-Nassarius古群落（DE生物群落）指示了海底由30～40m下降到100m左右的變深趨勢。向上，一個SFBC組合（Arctica-Aequipecten古生物群落）標志了最小的深度，證明了海底變淺，向上抬升到10m的深度。最後的海進由大量的Brissopis的出現和Neopycnodonte塊的存在所記錄。

6結論

在布拉達諾海槽陸上的最南部，有一個出露完好的連續的泥岩和泥質粉砂岩序列，厚約400m，在超微化石生物地層學和初步的磁性地層學研究的基礎上，它被認為屬於下更新統的上部和中更統的下部。

根據「界線層型指南」所需的要求，在蒙塔爾巴諾－伊奧尼科復合剖面中兩個潛在的下－中更新統界線的全球層型剖面和點（GSSP），都是可取的^[12]；實際上，剖面是具有連續沉積的半深海沉積，其古地理和構造環境已眾所周知。不僅露頭很好，而且還有幾個標志性層位出露（火山碎屑層）；它含有保存很好的各類動物群和植物群組合。岩性也適合進行同位素年代地質和詳細的磁性地層學工作。

第一個潛在的界線位於A段（圖3）靠近賈洛米洛亞年代亞帶（990ka）^[29]的頂部，接近小Gephyrocapsa帶和Pseudoemilianialacunosa帶界線，並能與同位素25期進行對比^[4]。在Jaramillo年代亞帶的頂上，存在一個覆蓋區間，它應低於小Gephyrocapsa帶的頂。為了在蒙塔爾巴諾－伊奧尼科剖面內精確確定生物地層帶的界線位置，對這一覆蓋區間更詳細的野外工作正在進行。第二個為下－中更新統GSSP建議的位置，位於B段（圖5），靠近松山期－布容期的界線（720ka）^[29]。

整個蒙塔爾巴諾－伊奧尼科剖面沉積在1.24Ma^[24]（相當於大Gephyrocapsa的LAD）與不小於600ka（由於在剖面頂部Gephyrocapsasp.3的存在）之間。它可能是一個三級旋迴中的海退部分。一個相應的構造脈動似乎是海水總體變淺的主要原因，正脈動與地球動力系統變化的密切關系說明了在布拉達諾海槽演化^[5]中填充期的開始。

四級旋迴由構造性海平面變化引起。在兩個識別出的旋迴間的界線可能與「冰期」的更新世之前，即同位素25期之前的最後一次熱事件有關。

5次或6次在940ka和約600ka之間的五級旋迴似乎與一個海平面升降控制的旋迴有關，與一個已知的中更新統旋迴性非常吻合。每一個旋迴的相似的時間跨度顯示了可能存在的天文關系。

由於盆地周圍陸地的剝蝕作用、高頻率的風暴對再次懸浮的泥質的搬運作用和海底微弱的剝蝕作用，引發了高沉積速率事件，使蒙塔爾巴諾－伊奧尼科剖面有一個很高的堆積平均速度，導致了它有一個大的沉積厚度。

圖5蒙塔爾巴諾－伊奧尼科西部劣地露頭

包括Ideale剖面（圖2）；V3和V4是兩個主要的火山碎屑標志層；b指示了Motuyama-Brunhes期反轉地點

致謝我們非常感激M.B.Cita給我們的建議和鼓勵，以及D.Castradori和J.Remane給我們的中肯的評論和啟發。非常感謝我們年青的同事P.Maiorano、R.Sarra和D.Soldani對我們在野外和實驗室中的幫助。也非常感謝Region Basilicata和Comune di MontalbanoJonico分別提供給我們的經濟和設備的幫助。

（王濤譯，聶浩剛校）

參考文獻

[1]P.Ambrosetti，C.Bosi，F.Carraro，N.Ciaranfi，M.Panizza，G.Papani，L.Vezzani and A.Zanferrari.Neotectonic map of Italy，Quad.Ric.Scient.，4.Roma，1987.

[2]M.P.Bernasconi and E.Robba.Molluscan palaeoecology and sedimentological features:an integrated approach from the Miocene Mena section，Northern Italy.Palaeogeogr.，Palaeoclim.，Palaeoecol.，1993，100，267～290.

[3]R.Casnedi，U.Crescenti and M.Tonna.Evoluzione dell'avanfossa adriatica meridionalc nel Plio-Pleistocene，sulla base di dati di sottosuolo.Mem.Soc.Geol.It..1982，24，243～260.

[4]D.Castradori.Calcareous nannofossil biostratigraphy and biochronology in eastern Mediterranean deep sea cores.Riv.It.Paleont.Strat.，1993，99，107～126.

[5]N.Ciaranfi，M.Maggiore，P.Pieri，L.Rapisardi，G.Ricchetti and N.Walsh.Considerazioni sulla neotettonica della Fossa bradanica.P.F.Geodinamica，1979，251，73～95，Napoli.

[6]N.Ciaranfi，M.Guida，G.Iaccarino，T.Pescatore，P.Pieri，L.Rapisardi，G.Ricchetti，I.Sgrosso，M.Torre，L.Tortori ci and E.Turco，R.Scarpa，M.Cuscito，I.Guerra，G.Iannaccone，G.F.Panza and P.Scandone.Elementi sismotettonici dell'Appennino meridionale.Boll.Soc.Geol.It.，1983，102，201～222.

[7]N.Ciaranfi，A.D'Alessandro，M.Marino and L.Sabato.La successione argillosa infra e mediopleistocenica della parte sudoccidentale della Fossa bradanica:la Sezione di Montalbano Jonico in Basilicata.In:Guida alle Escursioni del 77°Cong.Naz.della S.G.I..Quad.Bibl.Prov.Matera，1994，15，117～156.

[8]N.Ciaranfi，M.Marino，L.Sabato，A.D'Alessandro and R.De Rosa.Studio geologico-stratigrafico di una successione infra e mesopleistocenica nella parte sud-occidentale della Fossa bradanica（Montalbano Ionico，Basilicata）.Boll.Soc.Geol.It.，1996，115，379～391.

[9]N.Ciaranfi and M.Marino.A potential type-locality for the Lower-Middle Pleistocene Boundary Stratotype（Apennine Foredeep，Southern Italy）.Terra Nova，INQUA ⅩⅣ Int.Congr.，Abstract，Berlin，1995.

[10]M.B.Cita＆.D.Castradori.Rapporto sul workshop「Marne sections from the Gulf of Taranto（Southern Italy）usable as a potential Stratotypes for the GSSP of the Lower，Middle and Upper Pleistocene」（29 settembre—4 ottobre 1994）.Boll.Soc.Geol.It.，1995，114，319～336.

[11]M.B.Cita＆.D.Castradori.Workshop on marine sections of Gulf od Taranto（Southern Italy）usable as a potential Stratotypes for GSSP of the Lower，Middle and Upper Pleistocene（Bari，Italy，Sept 29—Oct.4）.Il Quaternario，1995，7，677～692.

[12]J.W.Cowie.Guidelines for Boundary Stratotypes.Episodes，1986，9，78～82.

[13]A.D'Alessandro，L.Sabato，M.Marino and N.Ciaranfi.Environmental evolution of an Early-Middle Pleistocene succession（Montalbano Jonico，Southern Italy）.Terra Nova，INQUAⅩⅣ Int.Congr.，Abstract，57，Berlin，August 1995.

[14]A.D'Alessandro，A.Di Bernardi and N.Ciaranfi.Environmental evolution of an Early-Middle Pleistocene succession of internal foredeep near Montalbano Jonico（MT）.Congr.Soc.Paleont.It.，Abstract，Settembre 1996，Parma.

[15]J.V.Firth and M.Isiminger-Kelso.Pleistocene and Oligo-Miocene calcareous nannofossils from the Sumisu Rift and Izu-Bonin Forearc Basin.In:B.Taylor，K.Fuijoka et al..Proc.ODP，Scient.Results，126.1992，237～262.

[16]S.Gartner.Correlation of Neogene planktonic Foraminifera and Calcareous Nannofossil zones.Trans.Gulf Coast Assoc.Geol.Soc.，1977，19，585～599.

[17]S.M.Kidwell，F.T.Fursich and T.Aigner.Conceptual framrwork for the analysis and classification of fossil concentrations.Palaios，1986，1，228～338.

[18]F.Loiacono，M.Moresi，A.D'Alessandro and N.Ciaranfi.Caratteri di facies della Sezione stratigrafica infra-mesopleistocenica di Montalbano Jonico（Fossa bradanica）.In:Riunione Gruppo Sedimentologia del CNR Atti（A.Colel-la ed.）.Catania，10 ottobre 1996，172～174.

[19]P.Maiorano，M.Marino and S.Monechi.Pleistocene calcareous nannofossil high resolution biostratigraphy of Site 577，Northwest Pacific Ocean.Palaeopelagos，1994，4，119～128，Roma.

[20]M.Marino.Quantitative calcareous nannofossil biostratigraphy of the Lower-Middle Pleistocene Montalbano Jonico Section（Southern Italy）.Palaeopelagos Journal，1996，6.

[21]J.M.Peres and J.Picard.Nouveau manuel de bionomie benthique de la Mer Mèditerranée.Recueil Trav.St.Mar.Endoume，1964，31，137.

[22]P.Pieri，L.Sabato and M.Tropeano.Significato geodinamico dei caratteri deposizionali e strutturali della Fossa bradanica nel Pleistocene.Mem.Soc.Geol.It.，1996，51，501～515.

[23]B.Pillans，S.T.Abbot，A.G.Beu and R.M.Carter.A possible Lower/Middle Pleistocene boundary stratotype in Wanganui Basin，New Zealand.Abstract.Int.Union Quat.Res.（Beijing），1991，281.

[24]I.Raffi，J.Backman，D.Rio and J.Shackleton.Plio-Pleistocene nannofossil biostratigraphy and calibration to oxygen isotope stratigraphies from DSDP Site 607 and ODP Site 677.Paleoceanography，1993，8，387～408.

[25]G.M.Richmond.The INQUA-approved provisional Lower-Middle Pleistocene boundary.In:The early Middle Pleistocene in Europe.Turner（Ed.）.Balkema，Rotterdam，1996，319～327.

[26]D.Rio.The fossil distribution of Coccolithophore Genus Gephyrocapsa Kamptner and related Plio-Pleistocene chronostratigraphic problems.In:W.L.Prell，J.V.Gardner et al..Init.Repts.DSDP，1982，68，325～343.

[27]D.Rio，1.Raffi and G.Villa.Pliocene-Pleistocene calcareous nannofossil distribution patterns in the western Mediterranean.In:K.Kastens，J.Mascle et al..Proc.ODP，Scient.Results，1990，107，513～533.

[28]A.Salvador（Ed.）.International Stratigraphic Guide.A guide to stratigraphic classification，terminology and procere（Second Edition）.Boulder，CO，The Geol.Soc.of America，1994.

[29]J.Shackleton，A.Berger and W.R.Peltier.An alternative astronomical calibration on the lower Pleistocene timescale based on ODP Site 677.Trans.Royal Soc.Edinburg:Earth Scien.，1990，81，251～261.

[30]R.Sprovieri.Pliocene-Early Pleistocene astronomically forced planktonic Foraminifera abundance fluctuations and chronology of Mediterranean calcareous plankton bio-events.Riv.It.Paleont.Strat.，1993，99，371～414.

[31]J.van Couvering.Setting Pleistocene marine stages.Geotimes，1995，40，10～11.