MASARYKOVA UNIVERZITA V BRNĚ Přírodovědecká fakulta
Sabina Giblová
Zhodnocení trilobitů z lokality Horní Benešov
Rešerše k bakalářské práci
Vedoucí práce: RNDr. Nela Doláková, CSc.
Obsah
1. Úvod………………………………………………………………………………….3 2. Geologie Moravskoslezského devonu……………….……..……….………...…… 3 2.1 Drahanský vývoj.………………………………………………………….…… 4 2.2 Vývoj moravského krasu………………….………………….……………..… 5 2.3 Ludmírovský vývoj……...………..…….…………………………………….... 6 2.4 Tišnovský vývoj..…..…………………………………………........................... 7 3. Lokalita Horní Benešov……………………………………………………………. 8 3.1 Geografické a stratigrafické postavení lokality………………..……..……… 8 3.2 Historie lokality………………………………………………………………… 9 4. Dosavadní nálezy trilobitů v Moravskoslezském devonu...…….………………..11 5. Seznam použité literatury……………………………………………………….....12
1. Úvod V mé práci se podrobně zaměřím na Moravskoslezský devon a to na izolované ostrovy vystupující na povrch z kulmských sedimentů Nízkého Jeseníku. Devon je zde reprezentován Stínavsko-chabičovským souvrstvím. Tyto vrstvy poskytují bohaté nálezy trilobitové, korálové a další fauny, ve kterých se odráţí vývoj společenstev na dané lokalitě. Determinace trilobitů z těchto vrstev je ztíţena špatným stavem zachování fosilního materiálu. Veškerý materiál analyzovaný v této práci byl uloţen a zapůjčen ve sbírkách PřF MU.
2. Geologie Moravskoslezského devonu V geologické minulosti země zaujímá Devon časový úsek přibliţně mezi 417 aţ 354 miliony let. Devon můţeme rozdělit na tři oddělení (spodní, střední a svrchní), viz Obr č.1 Obr č.1: Základní dělení devonu Chlupáč a kol. (2002)
Hlavní oblasti výskytu devonu v ČR jsou centrální Barrandien (Praţská pánev), západosudetská oblast, sedimenty a vulkanity v Moravskoslezské oblasti a podloţí české křídové pánve. V moravskoslezské oblasti jsou devonské horniny značně rozšířené, na povrch vystupují zejména na Drahanské vrchovině a v Hrubém i Nízkém Jeseníku. Mnohem rozsáhlejší plochy potom zaujímá devon v podloţí mladších uloţenin. Devonské sledy jsou faciálně sloţité a ve zjednodušené formě zde můţeme rozeznávat čtyři typy faciálních vývojů. Vývoj Drahanský, vývoj Moravského krasu, vývoj Ludmírovský a okrajový (přechodný) viz Obr. č.2. Kalvoda a kol (2002)
Obr č. 2: Litostratigrafické členění hornin moravskoslezské oblasti Kalvoda a kol. (2002)
2.1 Drahanský vývoj (pánevní) Drahanský vývoj vystupuje na povrch hlavně ve šternbersko-hornobenešovském pruhu v Nízkém Jeseníku., jeho epizonálně aţ mesozonálně metamorfované výskyty jsou však zdokumentovány i z Hrubého Jeseníku a konicko-mladečského pruhu. Chlupáč a kol. (2002) uvádějí, ţe drahanský vývoj je charakteristický pro centrální části rozsáhlého mobilního sedimentačního prostoru se značnou mocností sedimentů a podmořským vulkanismem. Nejvyšší mocnosti dosahují devonské sedimenty v Hrubém Jeseníku, kde tvoří vrbenskou skupinu (mocnost 1000 m). V rámci drahanského vývoje se rozlišuje bazální klastické souvrství (bazální klastika a drakovské kvarcity), stínavsko-chabičovské souvrství, jesenecké vápence a ponikevské
souvrství. Nejniţší polohu tvoří bazální klastické sedimenty – pískovce, slepence a písčité vápence. U Dzbele je v těchto klastikách obsaţena spodnodevonská mořská fauna s krinoidy, ramenonoţci a korály, která se vyskytuje společně s útrţky podloţních kladeckých fylitů. V oblasti Drahanské vrchoviny (j. část konicko-mladečského pruhu sz. od Konice, výskyty u Stínavy a Ptení) a v šternbersko-hornobenešovském pruhu Nízkého Jeseníku (izolované „ostrovy“ v oblasti mezi Krnovem a Šternberkem) je vývoj drahanského typu reprezentován stínavsko-chabičovským souvrstvím, sloţeným z anchimetamorfovaných jílových, prachovitých a místy i vápnitých břidlic. Jesenské vápence reprezentované především různými typy kalciturbiditů jsou vázány na blízkost vulkanických elevací. (Chlupáč a kol., 2002) Bioklasty jsou tvořeny především krinoidy, korálová a stromatoporoidová fauna je vzácná. (Kalvoda a kol., 2002).
Dle
Zukalové a Chlupáče (1982) se jesenské vápence obvykle vyskytují v podloţí ponikevského souvrství. Nejvyšší stratigrafickou jednotku drahanského vývoje tvoří dle Chlupáče a kol. (2002) tzv. ponikevské souvrství. Jedná se o prachové a jílovité břidlice obsahující zkameněliny radiolaritů, jehlic hub a konodontů (stáří svrchní frasn, famen a spodní karbon). Pro drahanský vývoj je charakteristický submarinní vulkanismus. Chlupáč a kol. (2002) jej označují jako vulkanismus spilit-kvarckeratofyrové formace. Tento vulkanismus byl pravděpodobně zahájen v době ukládání stínavsko-chabičovského souvrství (Dvořák, 1994) a trval aţ do spodního karbonu. Jeho produktem byly převáţně bazické lávy bazaltového typu.
2.2
Vývoj Moravského krasu (platformní) Na rozdíl od předchozích vývojů nastává mořská transgrese později, většinou během
středního devonu a silně převaţuje karbonátová sedimentace (Chlupáč a kol., 2002). Typovou oblastí tohoto faciálního vývoje je Moravský kras, oblast vyvinutá v akumulaci devonských vápenců v centrální části Moravy s. od Brna. Do bloků strukturovaný pás těchto vápenců je cca 30 km dlouhý, 4 km široký a aţ 2 km mocný. (Hladil, 2003) Vrstevní sled začíná červenavě zbarvenými bazálními klastiky (označovanými téţ jako „brněnský Old Red“) – křemenné slepence, pískovce, arkózy, prachovce. Bazální klastika jsou uloţena buď na granitoidech brunovistulika nebo na klastických uloţeninách pravděpodobně spodnokambrického stáří. (Chlupáč a kol., 2002) V jejich nadloţí se vyskytují různě mocné sekvence souvrství macošského, reprezentované mělkovodní sedimentací karbonátové platformy a jejího okraje s bohatou
korálovou a stromatoporoidovou faunou. (Zukalová, Chlupáč, 1982) Uvnitř vápencových sledů macošského souvrství lze rozlišit několik facií. Ve spodní části se nacházejí vápence josefovské - tmavě šedé, písčité, dolomitické vápence s hojnými brachiopody (Bornhardtina, Stringocephalus). Nad vápenci josefovskými se nacházejí vápence laţánecké – tmavě šedé jemnozrnné, lavicovité vápence nebo dolomity s polohami větevnatých stromatoporoidů (Amphipora, Stachyodes) a korály. (Chlupáč a kol., 2002) Posledním členem macošského souvrství jsou světle šedé vápence vilémovické s hojnou korálovou a stromatoporoideovou faunou. V nadloţní macošského souvrství se nachází souvrství líšeňské, které se od svého podloţí liší značnou faciální proměnlivostí a absencí korálové a stromatoporoidové fauny – dle Chlupáče a kol. (2002) k této změně došlo v důsledku globálního eventu na hranici frasn/famen. V rámci souvrství se rozlišují tři dobře odlišitelné jednotky – vápence křtinské, hádsko-říčské a draţovické. (Kalvoda a kol., 2002) Křtinské vápence jsou hlíznaté, mikritické aţ biomikritické s hojným planktonem (radiolária) a nektonem (konodonti). Hádsko-říčské vápence jsou biodetritické aţ biomikritické (ve famenu se jedná o facie skeletálních kaciturbiditů). Obsahují hojný bentos (krinoidy, foraminifery, řasy) gravitačně redeponovaný z okraje karbonátové platformy a relativně hojnou konodontovou faunu především z prostředí kontinentálního svahu. Draţovické vápence se ukládaly v prostředí mělké němčičsko-nítkovické karbonátové platformy na východních svazích Českého masivu a jsou známy pouze z vrtných jader. Jedná se o biodetritické aţ biomikritické pleťově zbarvené vápence, které obsahují četné krinoidy, foraminifery a řasy. (Kalvoda a kol., 2002). Dle Chlupáče a kol. (2002) se vápence líšeňského souvrství vzájemně zastupují.
2.3 Ludmírovský vývoj (přechodní) V ludmírovském vývoji se spojují znaky vývoje drahanského a vývoje typu Moravského krasu viz Obr č.3. (Chlupáč a kol., 2002) Na povrch vystupuje v omezených výskytech v konicko-mladečském pruhu a němčičsko-vratíkovském pruhu při v. okraji brněnského masivu. (Kalvoda a kol., 2002). V bazální části ludmírovského vývoje jsou uloţena klastika (křemenné slepence aţ písčité vápence). U Ludmírova byla v těchto usazeninách nalezena fauna s goniatity Mimagoniatites cf. Fecundus, dokládající stáří vyšší zlíchov aţ spodní dalej. Vyšším členem ludmírovského vývoje je souvrství stínavsko-chabičovské, tvořené převáţně šedými nebo
hnědavými fylitickými břidlicemi, jehoţ charakter odpovídá vývoji drahanskému. (Zukalová, Chlupáč, 1982) Rozdíl spočívá pouze v menší mocnosti. Chlupáč a kol. (2002) a Kalvoda a kol. (2002) upozorňují rovněţ na skutečnost, ţe nadloţní stínavsko-chabičovské souvrství, podobně jako celý vrstevní sled ludmírovského vývoje, neobsahuje polohy vulkanitů. Nejstarší výskyty sedimentů ve stínavsko-chabičovském souvrství jsou emského stáří, i kdyţ polohy břidlic od Petrovic jsou nověji datovány rovněţ do pragu. (Kalvoda a kol., 2002) V nadloţí stínavsko-chabičovského souvrství se nachází vápencový sled, odpovídající svým litologickým rázem i faunou macošskému souvrství vývoje typu Moravského krasu. (Chlupáč a kol., 2002) Kalvoda a kol. (2002) nicméně upozorňují na skutečnost, ţe nadloţní polohy nelze povaţovat za ekvivalenty macošského souvrství, protoţe jsou tvořené převáţně kalciturbidity a obsahují hojné korály a stromatopory, čímţ se od jeseneckých vápenců výrazně liší. Vrstevní sled je zakončen břidlicemi, tvořeným souvrstvím ponikevským. (Zukalová, Chlupáč, 1982) Obr č. 3: Stratigrafický profil Moravskoslezského devonu (I. Chlupáč 1988, upraveno).
1 – bazální klastika; 2 – pískovec, kvarcity; 3 – pískovce a slepence; 4 – břidličné facie (v metamorfovaných sledech fylity, svory aj.); 5 – vápenec různých typů; 6 – mělkovodní korálo-stromatoporidové karbonátové facie; 7 – břidlice s lydity; 8 – vulkanity; 9 – projev regionální metamorfózy; 10 – sedimentace pokračuje do karbonu; 11 – chronostratigrafické hranice stupňů. v. – vrstvy, s. souvrství. Délkové měřítko vyjadřuje předpokládanou vzdálenost před tektonickými deformacemi.
2.4 Tišnovský vývoj (okrajový) Tento vývoj je z uvedených nejméně znám. Příčinou je skutečnost, ţe se omezuje jen na části moravika a silesika, kde je regionálně metamorfován a značně tektonicky porušen. Nálezy fosílií jsou ojedinělé. Pro období spodní devon aţ givet se v tomto vývoji projevoval vyšší přínos klastického materiálu a docházelo ke kombinacím slepenců, kvarcitů a fylitů. Pro období vyšší givet a frasn byla charakteristická mělkovodní karbonátová sedimentace podobná vývoji Moravského krasu s nálezy stromatopor a korálů. Vyšší svrchní devon není dosud prokázán. (Chlupáč a kol., 2002)
3. Lokalita Horní Benešov 3.1 Geologické a stratigrafické postavení lokality Město Horní Benešov leţí ve Slezsku, asi 15 km od Polské hranice a 13 km východně od města Bruntál. Samotná lokalita leţí asi 0,5 km j. od Horního Benešova, viz Obr č.4 a nachází se ve slabě metamorfovaných vulkanosedimentárních devonských horninách. Šternbersko-hornobenešovská skupina je tvořena třemi hlavními ostrovy devonských hornin – chabičovským,
moravskoberounským a
hornobenešovským.
V s.
části
šternbersko-
hornobenešovské skupiny, pruhu tektonicky omezených výskytů devonu aţ nejspodnějšího karbonu. (Urbánek, 1988) Podle Dvořáka (1994) se v případě hornobenešovské skupiny jedná převáţně o jemnozrnné droby (v klastickém materiálu převaţují křemenné porfyry, keratofyry a afanity, granitoidy, jílovité břidlice a prachovce, kvarcity a metakvarcity), prachovce, slepence a břidlice. Zastoupeny jsou především anchimetamorfované břidlice s polohami bazických vulkanitů, tufů, nečistých vápenců a loţisky sedimentárních ţelezných rud. Starší část (prag a spodní ems), označovaná jako stínavské vrstvy, často obsahuje zvýšený podíl prachové příměsi a přítomná fauna má smíšený rýnsko-český ráz. Mladší část (dalej a eifel) neboli vrstvy chabičovské tvoří hlavně jílovité a vápnité břidlice s tentakulity a faunou převáţně českého rázu. (Chlupáč a kol., 2002) Nejpodrobněji zpracovali a popsali lokalitu Strnad a Kalabis, (1954), kteří podle materiálu na haldách následně horninové facie rozdělily na: 1. Černé vápence – nachází se v podloţí jílovitých břidlic s trilobity a obsahují Fe. Jejich vztah k břidlicím není přesně znám. Černé vápence značí poměrně hluboký sedimentační prostor, vzdálenější od pobřeţí. V těchto vápencích jsou nalezeny opakované submarínní výlevy diabasových láv. 2. Pelitická štípatelná břidlice trilobitová - jak jiţ bylo popsáno výše, tyto břidlice jsou poměrně měkké, a zvětrávají po vytěţení na haldách v ostrohranné, lístkovité destičky světlých barev. Ty se odlučují podle vrstevnatosti, která je příkře ukloněná v izoklinálně zvrásněných souvrstvích. Časově je můţeme přiřadit do spodního středního devonu. Označují období silnějšího přínosu terigenního materiálu. (V. Strnad, 1954)
3. Drobové vloţky a pecky – nachází se v jílovitých břidlicích trilobitových a tentakulitových. Jejich zrno není všeobecně hrubší neţ 2mm, místy jsou mírně vápnité a obsahují více křemenných součástí. Jsou špatně štípatelné. Tyto droby nebyly zatlačeny do břidlic z kulmského nadloţí, jak soudil KRETSCHMER, neboť obsahují stejnou faunu jako jílovité břidlice. Fosílie jsou však hůř zachované a méně limonitizované. Jejich střídání v břidlicích naznačuje rychlou oscilaci dna, dočasně zvýšenou denudační činnost na pevnině (V. Strnad, 1954). 4. Měkké slínovce korálové – vyznačují přechod mezi trilobitovými břidlicemi a silně bituminózními šedými korálovými vápenci. Jsou velmi měkké, jemné a hodně vápnité, za sucha drobivé. V důsledku toho pyrit i limonit schází. Tato hornina obsahuje vedle trilobitů a brachiopodů obrovské mnoţství korálů typu Cyathopphyllum. 5. Šedé krystalické vápence – obsahují velké mnoţství konoidů v nadloţí korálových slínovců. Značí prohloubení sedimentačního prostoru v oblasti neritika a z paleogeografického hlediska označují litorální pásmo.
3.2 Historie lokality Okolí Horního Benešova se stalo známým výskytem ţelezné rudy, rudy barevných a drahých kovů jiţ v 11 – 12. stol. n. l. (Grygárek, 2011). Dle Skácela in Rambousek a Řepka (2009) se první písemná zpráva o dolování u Horního Benešova datuje do roku 1271. Jednalo se o nehluboká svislá a úklonná díla, jimiţ se rudy těţily max. po hladinu nezvládnutelných přítoků spodních vod. Ve 13. a 14. století zde byly těţeny především rudy stříbra, které byly přítomny i ve formě samostatných nerostů – freibergit, proustit, ekonomicky významné však bylo především stříbrné zrudnění izomorfně vázané v nejběţnějších sulfidech (v rudních agregátech jsou hlavními nositeli zrudnění minerály tetraedrit-tennantitové skupiny, objevující
se
přednostně
v asociacích
galenitu,
místy
i
s podřadně
zastoupeným
chalkopyritem). Rudy ţeleza byly těţeny v souvislosti s potřebami průmyslu především v 19. století, galenit společně se sfaleritem aţ ve 2. polovině 20. století. (Grygárek, 2011) Hojný doprovodný nerost baryt, místy tvořící samostatnou polohu, se s přestávkami těţil od roku 1902 do roku 1914 a později v období 1955 – 1960 (Skácel in Rambousek, Řepka, 2009) Koncem 20. století byla těţba v hornobenešovském revíru ukončena.
Obr č. 4: Poloha lokality a rozmístění důlních děl (Ing. V. Řepka, Ph.D. 2010) V břidlicích
a
nečistých
vápencích
stínavsko-chabičovského souvrství se v prostoru hornobenešovského loţiska vyskytuje početná fauna (trilobiti, ramenonoţci, koráli). Nejbohatší nálezy pocházejí z období po roce 1954, kdy byly důlními díly Jánská (Stříbrná) šachta a Nová Jáma j. od Horního Benešova zastiţeny bohatě fosilierní břidlice. (Chlupáč, 2000). Dle Chlupáče a kol. (2002) má předmětná fauna český ráz s druhy shodnými s chotečskými vápenci Barrandienu, korály z vápenců mají blízké vztahy k rýnským i jiným oblastem. Výjimečnost
tohoto
naleziště
spočívá
v tom, ţe se jedná o nejbohatší a v podstatě jedinou lokalitu jednoznačně eifelských trilobitových faun v Nízkém Jeseníku (Chlupáč, 2000). Trilobitová fauna je obsaţena v anchimetamorfovaných břidlicích a v menší míře i ve vloţkách pórovitých šedých slínovců. Z jejích typických zástupců lze jmenovat Kettnerapsis pigra, Koneprusia cf. subterarmata, Chotecops cf. auspex, Thysanopeltis speciosa, Aulacopleura bohemica, Otarion couvinianum aj. Bohuţel dnes je lokalita naprosto zničená a zastavěná, nebo slouţí jako uloţiště komunálního odpadu či odpadu z těţby. Veškeré haldy byly v roce 1993 rekultivovány, tudíţ nelze ověřit tvrzení V. Strnada a V. Kalabise.
4. Dosavadní poznatky o nálezu trilobitů v moravskoslezském devonu I kdyţ trilobiti většinou nepatří k hojným sloţkám fauny moravskoslezského devonu, jsou jejich zbytky známé ze všech zde prokázaných devonských stupňů od pragu po famen. První nálezy trilobitů z moravskoslezského devonu uvedl jiţ Roemer (1865, 1870). Ten vyobrazil pygidium homalonotidního trilobita ze spodnodevonských kvarcitů Suchého vrchu v Hrubém Jeseníku a z Horního Benešova v Nízkém Jeseníku uvedl ojedinělé nálezy odontopleuridních a phacopidních trilobitů (I. Chlupáč, 2000). Trilobity ze známého naleziště Čelechovice na Hané popsal aţ Zimmerman (1892) a Smyčka (1895, 1905). Rzehak (1910) poprvé zmínil ojedinělé zbytky ze svrchního devonu Moravského krasu, ty později popsal Richter (1912, 1913). Rantl (1948) a Jarka (1947) se ve svých výzkumech také zmiňují o výskytech trilobitů. K poznání trilobitové fauny Moravskoslezského devonu přispěl velkou částí i V. Strnad a V. Kalabis (1954, 1955). Trilobitovou faunou z devonských sedimentů z okolí Hranic na Moravě popisuje Chlupáč (1956, 1958). Ve své monografii o svrchnodevonských a spodnokarbonských trilobitech z Moravského krasu Chlupáč (1966). Jelínek (1997) objevil a prosbíral polohy nově odkrytých vrstev v lomu Mokrá a objevil dosud neznámé společenstvo trilobitů a měkkýšů. Popisem trilobitů se zabýval ve své práci také Š. Rak (2004) který popsal trilobitová společenstva z hraničních vrstev tournai/visé z lomu Mokrá z břidlic březínského souvrství. Popsal celkem 14 taxonů z nových sběrů z příleţitostných odkryvů.
5. Seznam použité literatury
DVOŘÁK, J. 1994. Variský flyšový vývoj v Nízkém Jeseníku na Moravě a ve Slezsku. Special Papers No. 3. Praha: Czech Geological Survey, 1994. 77 s. GRYGÁREK, J. 2011. Za hornictvím hornobenešovského rudného revíru. Vyd. 1. Ostrava: KPHMO, 2011. 146 s. Hornictví včera, dnes a zítra. HLADIL, J. 2003. Devonian and Carboniferous of the Moravian Karst (Czech Republic). 9th International Symposium on Fossil Cnidaria and Porifera, The Post-Symposium Field Trip B2: 1-15. Graz, AT. HLADIL, J. 1993. Mikrofacie devonských vápenců na Moravě (Část I. – klasifikační přístupy). Zemní plyn a nafta, 1993, roč. 38, č. 4, s. 291-335. CHLUPÁČ, I. (1969): Revision of the Middle Devonian trilobites from Horní Benešov in the Nízký Jeseník Mts. (Moravia): Sborník geologických věd, paleontologie 10: 67-103. CHLUPÁČ, I. (2000): Devonští trilobiti Moravy a Slezska, jejich výskyt a význam. – Přírodovědecké studie Muzea Prostějovská, 3: 5-24. CHLUPÁČ, I.,BRZOBOHATÝ, R.,KALVODA, J.,STRANÍK, Z. (2002): Geologická minulost České Republiky. – Academia. KALVODA, J. BÁBEK, O. BRZOBOHATÝ, R. 2002. Historická geologie. Vyd. 2 Olomouc: Univerzita Palackého v Olomouci, Přírodovědecká fakulta, 2002, 199 s. KUPKOVÁ, A., PEK, I. (1986): Typový materiál ve sbírkách Krajského vlastivědného muzea v Olomouci. Trilobita. -61 s. PŘICHYSTAL, A. 1990. Hlavní výsledky studia paleozoického vulkanismu ve šternberskohornobenešovském pruhu (Nízký Jeseník). Sborník geologických věd. Loţisková geologie, mineralogie, 1990, roč. 29, s. 41-66. RAMBOUSEK, P. ŘEPKA, V. (eds). 2009. Hornická činnost a její následky v hornobenešovském a hornoměstském revíru: sborník abstrakt a CD-ROM z konference ... Praha: Česká geologická sluţba, 2009. 11 s. ŘEHOŘ, F., ŘEHOŘOVÁ, M., VAŠIČEK, Z. (1978): Za zkamenělinami severní Moravy. – 279 s., Ostravské muzeum. SKÁCEL J. 1966. Ţelezorudná loţiska moravskoslezského devonu. Praha: Academia, 1966. 59 s.
STRNAD, V. (1956): O Devonských trilobitech z Horního Benešova. – Sborník Ústředního ústavu geologického 23, oddíl paleontologický: 433-473. STRNAD, V. (1960): O Devonských trilobitech z Horního Benešova II – Přírodovědecký časopis slezský 21 (3): 333-354 STRNAD, V., KALABIS, V. (1954): Fauna východního devonského pruhu Šternberk-Horní Benešov. Trilobita I. Sborník SLUKO, A, 1/1951-1953: 81-87. ŠVAGROVSKÝ, J. (1976): Základy systematickej ZOOpaleontológie I. 363-395. URBÁNEK, J. 1988. Poznatky z revizního průzkumu loţiska Horní Benešov. Geol. Průzk, roč. 30, č. 7, s. 193-198. ZIMÁK, J. 2001. Loţiska nerostných surovin. 1. vyd. Olomouc: Univerzita Palackého, Přírodovědecká fakulta, 2001. ZUKALOVÁ, V. CHLUPÁČ, I. 1982. Stratigrafická klasifikace nemetamorfovaného devonu moravskoslezské oblasti. Čas. Mineral. Geol., 1982, roč. 27, č. 3, s. 225-24.
