6 Sites fossilifères et sources de l'iode

Nous allons tenter de valider notre modèle en recherchant si la majeure partie des sites fossilifères principaux des Hominidés peuvent être corrélés, statistiquement, dans l'espace et dans le temps, à une activité volcanique et/ou fissurale locale ou proche (située, en général, à une distance inférieure à 100 km et, au maximum, malgré le facteur dispersant des migrations, à une distance inférieure à 200 km). Cette proximité induit une chaîne alimentaire iodée probabiliste, favorable à la présence et à l'accroissement du volume de l'encéphale des Hominidés. Nous ne ferons pas de distinction, dans cette étude, entre les différents genres, espèces ou sous-espèces (Ardipithecus ramidus, Australopithecus anamensis, afarensis .... Homo habilis, rudolfensis, ergaster, erectus, sapiens, sapiens sapiens, etc...). Nous ne prendrons en compte que les datations probables (en raison des divergences selon les sources, en M.A.B.P. Millions d'Années Before Present), et la localisation des sites, jusqu'à l'orée du Paléolithique moyen (environ 0,09 M.A.) ou du Pléistocène supérieur (environ 0,140 M.A.). La croissance démographique considérable et les dispersions migratoires vers cette époque, dans toutes les régions du monde, diluent alors l'influence probabiliste locale de l'iode. Si, en effet, nous prenons, en première approximation, comme paramètre démographique, le critère de la densité des sites fossilifères par millier d'années, nous constatons qu'en Cantabrie (Espagne) par exemple, elle va de 0,03 sites à l'Acheuléen à 8 sites,25 au Solutréen et 12 sites au Magdalénien soit 400 fois plus (John Scarry 1998). Notre recherche, sans être exhaustive, recense, néanmoins, les principaux sites fossilifères connus. Les sites fossilifères des Néandertaliens (et Prénéandertaliens) font l'objet d'une étude séparée ainsi que le site d'Olduvai. En préliminaire, nous examinerons les cas d'Aegyptopithecus et de Dryopithecus; puis les sites fossilifères par zones géographiques.

Aegyptopithecus : Primate du Fayoum, ancêtre possible de Dryopithecus, possède une queue archaïque, capacité crânienne : environ 30 cc (Coppens 1992), Sultanat d'Oman. Gisements de laves du Fayoum datés de 24,7 +-0,4 et 27 +-2 (Simons 1985) - Eruptions volcaniques du Yemen à l'Oligocène terminal et au Miocène (Furon 1959); volcanisme du Miocène à l'actuel du Rift du Golfe d'Aden.

Dryopithecus (Proconsul) : Trois espèces (Ken Reeser 1998), ancêtre probable des Grands singes et de l'Homme, capacité crânienne 167 cc, ne possède plus de queue, 22-18, sites dans les îles Rusinga et Mfangano (Lac Victoria, Site 114 dans de la cendre volcanique) et au Nord du Kenya (Walker, Teaford 1992) - Zone volcanique miocène et pliocène de la Rift Valley.

Afrique du Nord :

Ternifine (0,650), Sidi-Abderrahman, Thomas, Salé (0,4-0,3), Rabat (0,3-0,175), Jebel Irhoud (0,12-0,08), Dar-es-Soltane, Témara, Mugharet El' Alya (0,06-0,035), Haua Fteah (0,08/0,04), (Gunter Brauer 1991) - Volcanisme pléistocène du Moyen Atlas (zone nord-ouest comparable en intensité aux Puys d'Auvergne), de la région d'Oujda (Savornin 1931); un seul site, récent, (Haua Fteah) ne se trouve pas à proximité d'une zone volcanique avérée. 10 sites

Afrique orientale :

Aramis (Middle Awash 4,4-4,0), Addis-Abeba (2,5), Vallée d'Afar (Hadar 3,4-3,0), Bodo (0,6), Diré-Dawa (0,07-0,04), Vallée de l'Omo (2,9-2,6-2,4-2,0-1,8-1,0), Omo Kibisch 1-2 (0,15-0,10), Omo Kibisch 3 (0,09-0,07), Allia Bay, Logatham, Kanapoi (Est du Lac Turkana 4,1-3,9-3,4-3,1), Koobi-Fora (Est du Lac Turkana 3,2-2,4-1,6-1,2), Ileret (Est du Lac Turkana 2,4-1,5-1,2-0,2-0,05), Lac Turkana (4,15-1,7), Nariokotome (West Turkana 1,9-1,6-1,2), West Turkana (2,6-2,5-2,4-1,8-1,7-1,0), Eliye Springs (0,18-0,12), Olduvai (1,85-1,7-1,6-1,4-1,15-0,8-0,6-0,4-0,015), Laetoli (3,8-3,5), Laetoli Ngaloba (0,15-0,12), Eyasi (0,25-0,18), Mumba-XXI (0,15-0,11), Bouri (2,5), Konso (1,4), (Hay 1976 ; Gunter Brauer 1991 ; Hay, Leakey 1992 ; Walker,Leakey 1992 ; De Bonis 1995; McBrearty 1996; Donald Johanson et Blake Edgar 1996; Ken Reeser 1998; Aaron Valenzuela, Mary Reed, Dr Anna Pike-Tay 1999; Jim Foley 1999) - La Grande Rift Valley court du Taurus à Beira sur 6500 Km. La faille africaine, la Rift Valley (Great Rift Valley et Grégory Rift Valley), est une des caractéristiques les plus spectaculaires de la surface terrestre. Elle s'étend , en Afrique, de la Mer Rouge, dans la région d'Afar (Ethiopie), jusqu'au-delà de la rivière Zambèze, sur une distance de 4.000 Km (Wallis 1936). Sur la presque totalité de cette distance, de nombreux volcans ont été actifs du Miocène à l'Actuel (Mac Connell 1972; Pallister 1979). Vers 8 M.A., une réactivation du volcanisme de la Rift Valley se produit. Vers 3 M.A., la Rift Valley connaît une recrudescence de son volcanisme (plus de 120 éruptions au cours des 2 derniers millions d'années dans la vallée de l'Omo - Bardintzeff 1993) et des éruptions fissurales (Furon 1968). Tous les sites d'Hominidés d'Afrique orientale sont sous une influence volcanique proche: Triangle de l'Afar (Erta Ale); Vallée de l'Omo (Bardintzeff 1993); Kenya (Lac Turkana, Koobi Fora, Ileret : arrivée de la rivière Omo, fossiles extraits des tufs volcaniques) ; Tanzanie (Olduvai, Laetoli, Eyasi : Ngorongo, Oldoinyo Lengai, Kerimasi, Olmoti, Sadiman, Lemagrut etc. 24 sites

Tchad :

Région de Bahr el Ghazal , près de Koro Toro (3,5-3) (Brunet 1995) - Fossiles près de l'erg du Djourab, baigné au plio-pléistocène par des oueds qui descendaient du Massif du Tibesti dont le volcanisme fut très actif à cette époque (Prichard 1979) et donna naissance à un réseau hydrographique dans toute la région, actuellement réduit à des vallées sèches (Furon 1968). 1 site

Afrique du Sud : (White 1989; Günter Brauer 1991; McBrearty 1996; Keen Reeser 1998; Jim Foley 1999).

Broken Hill (0,25-0,2-0,18-0,125) - Volcanisme et éruptions fissurales quaternaires de l'extrêmité méridionale de la Rift Valley, vers le Zambèze; Taung (2,8-2,3-2,0-1,0), Makapansgat (2,8-2,3), Sterkfontain (2,8-2,5-2,3-2,0-1,9-1,5-1,2), Kromdraai, Swartkrans, Gladyswale (2,0-1,9-1,8-1,6-1,5-1,2) - Great Dyke (450 Km de roches éruptives et d'épanchements magmatiques, failles plio-pléistocènes avec éruptions fissurales) (Furon 1968); Cave of Hearths (0,22-0,18), Border Cave (0,1-0,07), Florisbad (0,18-0,12-0,10) - Great Dyke (450 Km de roches éruptives et d'épanchements magmatiques, failles plio-pléistocènes avec éruptions fissurales) (Furon 1968).

Hopefield (0,4-0,25), Kelders Cave (0,08-0,06), Klasies River (0,12-0,08) - une influence volcanique n'est pas avérée pour ces 3 sites . 13 sites

Qafzeh (0,12-0,08), Skhul (0,12-0,06), Tabun (0,1) (Hublin, Tillier 1991; McBrearty 1996; Patrick Quinney 1996), Ubeidiya (1,4) ( Larrick et Ciochon 1996), Kebara Cave (0,06), Amud (0,07), Tabun (0,1) (Quinney 1996), Zuttiyeh (0,13) - ces gisements sont concentrés sur une superficie inférieure à 50 Km de diamètre (Ofer Bar Yosef, Bernard Vandermeersch 1991); volcanisme proche (environ 50Km) : Hasbani basalt (Hula Valley) 0,073 +-0,014, El Furn Flow 0,079 +-0,013, Alequa Flow 0,064 +-0,013 (Plateau du Golan), Raqquad Basalt (près du Lac de Tibériade) environ 0,07 (Horowitz 1979). Si la population moustérienne en Israël est très abondante, il semble que les restes humains du Paléolithique supérieur y soient très rares. Parallèlement, le Paléolithique supérieur n'a pas connu de volcanisme significatif. 8 sites

Shanidar I (0,1-0,04) (Ken Reeser 1998; Jim Foley 1999) - tectonique plio-pléistocène jusqu'à l'Actuel avec Charriage puis décrochement du Zagros encore actif avec failles récentes (Ricou, Braud, Brunn 1977). 1 site

Inde

Narmada Valley, vallée de l'Indus (0,2 ?) - fracture de la dépression de l'Indus, ophiolites plio-pléistocènes (Bassoullet, Colchen, Mouterde 1977). 1 site

Uzbekistan

Teshik-Tash (Pléistocène supérieur) - activité tectonique de la fin du Pléistocène avec soulèvement et dislocation des chaînes du Hissar, du Pamir et de l'Hindou-Kouch (Davis, Ranov, Dodonov 1985). 1 site

Iran

Bisitun (Pléistocène supérieur) - tectonique plio-pléistocène de la chaîne du Zagros (Ricou, Braud, Brunn 1977). 1 site

Géorgie

Dmanisi (Sud-Ouest de Tbilissi) (1,8-2,0) mandibule trouvée immédiatement au-dessus d'une couche de lave basaltique (Gabunia, Vekua 1995), 2 crânes (datés de 1,75) reposant sur une couche de lave (datée de 1,85) (Gabunia 1999) - volcanisme du Pleistocène inférieur en Anatolie orientale (région de Kars) (Brinkmann 1976). 1 site

Riwat, Pabbi Hills (1,9) (Larrick et Ciochon 1996), Riwat Site 55 (0,045) - fracture de la dépression de l'Indus, ophiolites plio-pléistocènes (Bassoullet, Colchen, Mouterde 1977). 2 sites

Java

Après un premier cycle volcanique au Miocène moyen, l'île de Java connaît un second cycle volcanique au Néogène puis un troisième au Pléistocène. La période Notopuro (Pléistocène moyen et supérieur) est, en particulier, le thêatre d'une intense activité volcanique dans la Zone de Solo.

Sangiran 17 (1,7-0,8) (Jim Foley 1999), Sangiran (1,66) (Larrick et Ciochon 1996) : Java central - volcanisme pléistocène inférieur et moyen (volcans Sundoro, Sumbing, etc...); Sambungmachan (1), Ngandong (alluvions de la rivière Solo) (0,5-0,2) : Java oriental (volcans Merbabu, Mérapi Lawu, Djobolarangan, etc...) - volcanisme du Pléistocène moyen et supérieur de la Zone de Solo; Modjokerto (1,81) (Larrick et Ciochon 1996), Trinil (1,8), (Trinkaus, Shipman 1996), Trinil 2 (0,7) (Jim Foley 1999) : Java oriental - volcanisme pléistocène de la zone orientale de Solo (volcans Andjasmoro, Kelud, Kawi, Welirang, Ardjuno, Butak, etc...) (Van Bemmelen 1970). 7 sites

Nous n'avons retenu, comme indiqué plus haut, que les sites antérieurs au Pléistocène supérieur (environ 0,140 M.A.).

Yingkou, Jinniushan (0,20-0,10), Benxi, Miaohoushan, Localité A (0,20), (Liaoning); Yiyuan, Qizianshan (Pléistocène moyen), (Shandong); Nanjing, Tangshan (0,40-0,20), (Jiangsu); Hexian, Longtandong (0,30), Chaoxian, Yenshan (0,20-0,25), (Anhui); Jiande, Wuguidong (0,15), (Zhejiang); Shaoguan, Maba, Shiziyan (0,20-0,10), (Guangdong) - ceinture orientale des étages Yanshanian et Himalayan caractérisée par son activité volcanique, zone d'écorce terrestre de fractures et failles profondes de Tancheng-Lujiang. Zhoukoudian, Localité 1 (0,50-0,30), (Municipalité de Beijing); Xanggao, Xujiayao (0,10), Xiangfen, Dingcun (0,10), (Shanxi); Nanzhao, Xiaohuashan (Pléistocène moyen), Xichuan (Pléistocène moyen), (Henan); Yunxian, Quyuan, River Mouth (0,65-0,55), Yunxian, Longgudong (Pléistocène moyen), Yunxi, Bailongdong (Pléistocène moyen), Jianshi, Longgudong (Pléistocène moyen), Changyang, Wanlongdong (0,15), (Hubei) : zone d'écorce terrestre de fractures et de failles profondes de Xingan-Taihang, soulèvements et fissures quaternaires des montagnes Taihang; Lantian, Gongwangling (1,15), Luonan, Donghecun (Pléistocène supérieur), Lantian, Chanjiawo (Pléistocène moyen), Dali, Tianshuigou (0,18), (Shaanxi); fissures quaternaires des Rifts valleys; Wanxian,Wushan, Longgupo (1,9), (Sichuan); Tongzi, Yanhuidong (Pléistocène moyen terminal), (Guizhou): pas de sources avérées; Yuanmou, Danawu (Pléistocène inférieur), (Yunnan) - Failles profondes de Bangong-Nujiang ? (Hublin 1992), Chinese Fossil Hominids (1996), (Zunyi, Yuqi, Hongzhen 1986). 25 sites

Les sites fossilifères européens entrent dans le cadre des sites néandertaliens et prénéandertaliens.

Si nous examinons l'ensemble des sites fossilifères mondiaux cités, nous constatons que sur ces 95 sites répertoriés, 88 sont sous influence volcanique et/ou fissurale et 7 ne subissent pas, de façon avérée, ces influences : Haua-Fteah (0,08-0,04) en Afrique du Nord; Hopefield (0,4-0,25), Klasies River (0,12-0,08) et Kelders Cave (0,08-0,06) en Afrique du Sud; Wanxian,Wushan, Longgupo (1,9), Tongzi, Yanhuidong (Pléistocène moyen terminal), Yuanmou, Danawu (0,90-0,50) en Chine. Une corrélation de 92,6 % (88/95), dans l'espace et le temps, entre les sites fossilifères et les zones volcaniques et fissurales proches exclut toute répartition au hasard et conforte notre modèle.

Avant d'analyser le site d'Olduvai, évoquons la série de Laetoli (Richard Hay, Mary Leakey 1981). Située à une vingtaine de kilomètres au sud de la gorge d'Olduvai, elle comporte des roches volcaniques composées de tufs éoliens (pour les trois quarts) et de tufs aériens. On a trouvé, dans cette série des empreintes de pas datés de 3,8 à 3,5 M.A. Tous les tufs éoliens et aériens proviennent du volcan Sadiman situé à 17 Km à l'est et datés (K-A) d'environ 3,7 M.A. Ultérieurement, des flots de laves provenant des volcans Sandiman et Lemagrut et datés de 2,39 +-0,09 M.A. ont recouvert les tufs anciens.

Nous allons analyser maintenant le site fossilifère d'Olduvai (Richard L.Hay 1976).

La gorge d'Olduvai est située sur la bordure ouest de la branche orientale de la Grande Rift Valley africaine, dans la plaine de Serengeti, au nord de la Tanzanie.

La gorge d'Olduvai, depuis la couche I jusqu'aux couches Ndutu et Naisiusiu, a connu, au Pléistocène, un environnement essentiellement volcanique dû aux aux roches volcaniques et aux volcans situés surtout au sud et à l'est de la gorge. Les produits volcaniques ont dominé l'environnement des différents sites fossilifères soit par le drainage des sédiments des flancs des volcans ou des émissions fissurales soit par le dépôt des tufs aériens ou éoliens, apportés surtout par les vents en provenance des volcans de l'est et du nord-est. L'examen des différentes séries de la gorge d'Olduvai confirme la concomitance temporelle (en millions d'années M.A.) et spatiale des sites fossilifères et d'une activité volcanique proche.

Les sites fossilifères de la gorge d'Olduvai comportent 7 formations:

Couche I : Sites de 1,85 à 1,70 (Australopithecus, Homo habilis - 20 sites connus) : tufs et cendres des éruptions du Ngorongo (2,45 à 2), tufs et laves des éruptions de l'Olmoti (1,85 à 1,65).

Couche II : Sites oldowaiens, oldowaiens évolués et acheuléens de 1,7 à 1,15 (Australopithecus, Homo habilis, Homo erectus - 109 sites connus) : Tufs de l'Olmoti, tufs aériens apportés surtout par les vents en provenance des volcans de l'est et du nord-est, sédiments principaux fluvio-lacustres orientaux de la gorge principale alimentés par les hautes terres volcaniques.

Couche III : Sites oldowaiens développés et acheuléens de 1,15 à 0,8 (Homo erectus) : dépôts de nombreux détritus volcaniques, tufs aériens apportés surtout par les vents en provenance des volcans de l'est et du nord-est.

Couche IV : Sites oldowaiens développés et acheuléens de 0,8 à 0,6 (Homo erectus), 3 fois plus de sites que dans la couche III : dépôts de détritus métamorphiques et volcaniques, tufs aériens apportés surtout par les vents en provenance des volcans de l'est et du nord-est.

83 sites connus dans les couches III et IV 

Couches Masek : Un site connu, de 0,6 à 0,4 (Homo erectus) : Cendres volcaniques émises presqu'entièrement par le volcan Kerimasi; datation moyenne du Swallow Crater (K-A) 0,37.

Couches Ndutu : 2 sites connus, l'un vers 0,06, l'autre vers 0,03 (Homo sapiens) : dépôts de 0,4 à 0,03; principales sources de cendres d'Oldoinyo Lengai datées de 0,06 à 0,015.

Couches Naisiusiu : 1 site connu 0,017 (Homo sapiens) : tufs éoliens d'Oldoinyo Lengai datés de 0,022 à 0,015.

Il est remarquable de constater le nombre très réduit de sites fossilifères connus (4) des couches Masek, Ndutu et Naisiusiu qui ont subi l'influence de l'activité volcanique des volcans Kerimasi et Oldoinyo Lengai situés relativement loin (environ 55 Km de la gorge d'Olduvai) alors que les autres couches (I, II, III et IV), aux sites beaucoup plus nombreux (212), étaient sous l'influence de l'activité volcanique de volcans proches (quelques km): Olmati, Ngorongo, Sadiman, Lemagrut.

Toutes les couches sont sous influence volcanique (cendres, tufs éoliens ou aériens, sédiments et détritus volcaniques, etc...) et lorsque les émissions sont datées, elles coïncident avec les datations fossilifères : Laetoli : Sandiman; couche I : Ngorongo, Olmoti; couches Masek : Kérimasi; couches Ndutu et Naisiusiu : Oldoinyo Lengai.

Homo sapiens neanderthalensis ou Homo neanderthalensis et ses prédécesseurs anté- wurmiens (Hublin 1998)

Beaucoup de paléoanthropologues considèrent Homo heidelbergensis comme l'ancêtre commun des Homo sapiens archaïques en Afrique et des Néandertaliens en Europe. Les chercheurs travaillant à Gran Dolina (Espagne) estiment qu' Homo antecessor (0,780 M.A.) est le prédécesseur d'Homo sapiens et d'Homo heidelbergensis (Amélie A.Walker 1997). D'autres paléoanthropologues contestent la désignation d' Homo antecessor comme une nouvelle espèce (Rightmire, Stringer, Hublin). De récentes études génétiques suggèrent que les ancêtres des Néandertaliens et des humains modernes ont divergé vers 0,5 M.A. On peut considérer la mandibule de Mauer (0,5 M.A.) comme appartenant à Homo heidelbergensis. Il serait l'ancêtre des Néandertaliens et de leurs prédécesseurs antéwurmiens (Mark Rose 1997). Les Néandertaliens classiques sont datés d'environ 0,075 à 0,026 M.A. (Zaraffaya, Patrick Kinney 1996), avec certains un peu plus âgés (gisements de Biache, Saccopastore, La Chaise B-D). On peut recenser, actuellement, plus de 315 restes d'individus (Heim 1997). La valeur moyenne de leur capacité cérébrale est de 1518 cc +- 169 cc (Hublin, Tillier 1991). Trinkaus et Howells (1992) citent 106 sites de Néandertaliens (et de leurs précurseurs) dont 95 européens (35 sont situés dans le Massif Central). Hublin et Tillier (1991) citent 84 sites européens (dont 17 environ sont localisés dans le Massif Central).

Conformément à notre modèle probabiliste, nous allons rechercher si la majeure partie des 84 sites fossilifères néandertaliens européens, cités par Hublin, peuvent être corrélés, statistiquement, dans l'espace et dans le temps, à une activité volcanique et/ou fissurale locale ou proche (située, en général, à une distance inférieure à 100 km et, au maximum, malgré le facteur dispersant des migrations, à une distance inférieure à 200 km). Notons que les nuées trachytiques peuvent se déposer très loin (éruptions de la chaîne des Puys dont les produits les plus fins sont retombés dans les sédiments du lac de Châlain (Jura) et en Suisse, soit à plusieurs centaines de Km (Kraft, de la Rouzière 1991).

I Sites sous influence volcanique (sources situées de 0 à 100 km) :

10 Saint Césaire, 12 Monsempron, 13 La Quina, 14 Le Petit Puymoyen, 15 La Chaise, 16 Le Placard, 17 Marillac, 18 La Cave, 19 Montgaudier, 20 Fontéchevade, 21 Castaigne, 22 Roc de Marsal, 23 Le Moustier, 24 Regourdou, 25 La Ferrassie, 26 Pech de l'Azé, 27 Combe Grenal, 28 La Chapelle-aux-Saints, 46 Angles-sur-l'Anglin, 29 Vergisson, 51 Arcy-sur Cure, 55 Genay - 22 sites : Volcanisme plio-pléistocène du Massif Central, le plus grand massif volcanique d'Europe avec celui de l'Etna (Bardintzeff 1993); Chaîne des Puys, activité volcanique de 18 M.A. à 0,250, un cycle éruptif se produit de 0,090 à 0,003 avec un maximum vers 0,010 ( Puy de Chanat 0,090) (Brousse, Lefèvre 1990, Bardintzeff 1993, Lorenz 1980); Petite Chaîne des Puys et Chaîne de la Sioule, cycle synchrone de la Chaîne des Puys (Puy de Chalard 0,051) (Brousse, Lefèvre 1990); Cézallier, volcanisme miocène (8-5,4 M.A.), pliocène (5,4-3 M.A.) et revivescence de 0,240 à 0,006 M.A. (Brousse, Lefèvre 1990); Massif du Mont-Dore, activité volcanique de 5,5 à 0,25 (Lorenz 1980).

11 Montmaurin, 30 Malarnaud, 31 Le Portel, 32 Caune de l'Arago, 33 La Crouzade, 34 L'Hortus, 35 Macassargues, 36 Orgnac, 37 La Masque, 38 Bau de l'Aubesier, 39 Les Peyrards, 40 Rigabe, 41 Grotte Putride, 42 Pié Lombard, 43 Le Lazaret, 44 Le Prince - 16 sites : Devès, volcanisme de 2,7 à 0,59 (avec larges coulées fissurales); Velay, volcanisme miocène, pliocène, pléistocène (Kraft, de la Rouzière 1991); Escandorgue, Agde, volcanisme de 2,5 à 0,7; volcanisme du Lodèvois (Anté-Riss et Riss) de 0,4 à 0,10 (Debrand-Passard 1984); Bas-Vivarais, volcanisme antérieur à 0,035 (coulée du Ray-Pic) jusqu'à 0,011 (Lorenz 1980); Province du Languedoc volcanisme de 3,3 à 0,7 (Lorenz 1980); district volcanique provençal Ponto-Pliocène-Actuel (La Garde) (Campredon, Boucarut 1975); Olot (Espagne) volcanisme de 0,7 à 0,010 (Brousse, Lefèvre 1990).

67 Fate, 68 Buca del Tasso, 69 Castel di Guido, 70 Grottoni di Calascio 71 Saccopastore, 72 Sedia del Diavolo, 73 Mont Circé, 83 Archi - 8 sites : côte occidentale d'Italie bordée de volcans quaternaires de la Toscane à la Sicile (Furon 1959); provinces volcaniques : 1) province toscane, Monte Amiata 2,3-0,185, Radicofani 0,43; 2) province romaine, Monts Vulsini, lac de Bolsena 0,43-0,13, Monts Cimini, lac de Vico 1,2-0,095, Monts Sabatini, lac de Bracciano 0,438-0,225, Monts Albains, lac d'Albano 0,706-0,0295; 3) province campanienne, Roccamonfina 0,46-actuel, Champs Phlégréens Pléistocène supérieur-actuel, Ischia Pléistocène inférieur-actuel; 4) province sicilienne, Iles Eoliennes 0,43-actuel, Etna 0,30-actuel, Iles Lipari 0,16-actuel, Stromboli 0,66-actuel (Kraft, de la Rouzière 1991).

84 Petralona - 1 site : volcanisme pléistocène récent de Macédoine (Lorenz 1980).

50 Engis, 52 Biache, 53 Spy, 54 La Naulette, 56 Fond-de-Forêt, 57 Neandertal, 58 Salzgitter-Lebenstedt, 59 Wildscheuer, 60 Mauer, 61 Steinheim, 63 Ehringsdorf, 64 Taubach - 12 sites : volcans de l'Eifel-Ouest de -0,4 à -0,012 et d'Eifel-Laach de -0,57 à -0,011 (les aires de dispersion des matériaux volcaniques sont souvent importantes, pouvant aller jusqu'à Berlin, les lacs de Constance, de Zurich, de Genève, etc...) (Kraft, de la Rouzière 1991).

74 Krapina, 75 Vinjia, 76 Külna, 77 Ochoz, 78 Sala, 79 Vertesszöllos, 80 Sipka, 81 Ganovcé, 82 Subalyuk - 9 sites : phase volcanique et failles plio-pléistocènes des Dinarides, du Bassin Pannonique (Lorenz 1980), champ néotectonique post-alpin de failles du plio-quaternaire associé au volcanisme d'Europe centrale (Vogelsberg, Bohème) et du Massif Central apparu à l'éocène moyen et qui s'est prolongé jusqu'au volcanisme plus récent de la Chaîne des Puys (Lorenz 1980); volcans plio-pléistocènes de Duppauergebirge (Doupovsky hory) en Tchécoslovaquie et en Europe centrale (Auboin, Brousse, Lehman 1985).

1 Columbeira, 2 Forbes Quarry, 3 Devil's Tower, 4 Zafarraya, 5 Cariguela, 7 Cova Negra, 8 Agut, 9 Banolas - 8 sites : tufs wurmiens de Condeixa (ouest de Coimbra); puissants épanchements de trachyandésites au Miocène se prolongeant au Plio-Quaternaire dans les Cordillères bétiques (Auboin, Brousse, Lehman 1985); roches volcaniques quaternaires de la terminaison N.E. des Chaînes Côtières Catalanes; volcanisme et failles pléistocènes des Cordillères bétiques, failles quaternaires de la dépression de Grenade, failles d'Alicante et d'Alméria, jalonnées par des édifices éruptifs importants (Cabo de Gata) (Lorenz 1980).

Total : 76 sites.

II Sites sous influence volcanique possible ( sources situées à plus de 100 Km) : 65 Zhaskhalnaya, 66 Kiik-Koba : volcanisme plio-quaternaire de la Méditerranée orientale, Dinarides, Balkans et Asie Mineure (Auboin, Brousse, Lehman 1985) - Total : 2 sites.

III Sites sans influence volcanique avérée : 6 Atapercua, 47 La Cotte de Sainte Brelade, 48 Pontnewydd, 49 Swanscombe, 45 Cotencher, 62 Vergranne - Total : 6 sites.

Sur les 84 sites analysés, on constate que 90 % (76/84) sont sous influence volcanique, 2 % (2/84) sous influence volcanique possible et 8 % (6/84) sans influence volcanique avérée. Si on utilise la statistique d'Erik Trinkaus et William Howells (1992), avec 35 sites localisés dans le Massif Central (au lieu de 19 dans la statistique Hublin-Tillier), sous influence volcanique, on obtient les pourcentages suivants : 92 % (92/100), 2 % (2/100) et 6 % (6/100). Ces pourcentages établissent une corrélation sans équivoque entre la localisation des sites et une influence volcanique proche excluant toute répartition des sites fossilifères dûe à une distribution au hasard.

L'analyse que nous venons de faire des sites fossilifères des Hominidés dans le monde, du début du Pliocène (environ 5 M.A.) au début du Paléolithique supérieur (0,035 M.A.), si elle n'est pas exhaustive, est statistiquement significative car elle recense les principaux sites mondiaux connus. Les résultats de cette analyse, de celle de la chronologie des gisements d'un site précis, le site d'Olduvai convergent : 92 % des sites mondiaux (88/95), toutes les couches d'Olduvai (7 couches, 100 %), ainsi que la série de Laetoli subissent l'influence d'émissions volcaniques et/ou fissurales plus ou moins proches. Quant aux sites fossilifères néandertaliens et prénéandertaliens européens, 90 % (76/84) ou 92 % (92/100), selon les statistiques des auteurs, sont localisés dans le voisinage (0 à 100 Km en moyenne) de zones volcaniques.

On peut noter, qu'en Europe, les sites les plus anciens connus actuellement sont situés dans le Velay où la présence d'Hominidés est certaine autour de 1 M.A., probable entre 1 et 1,5 M.A. et possible autour de 2 M.A. Dans le Sud-Est, les plus anciens sites ont un âge vraisemblable entre 1.3 et 1 M.A. (Besse-sur-Isole, Var, 1 M.A.; Le Vallonnet, près de Menton, 0,9 M.A.)(Debrand-Passard 1984). Rappelons les peeble tools de Chilhac datés d'environ 1,5 M.A. Plus tardivement, citons Orgnac III (Ardèche), et Terra Amata à Nice (vers 0,6 M.A.) Ces datations coïncident avec celles des volcanismes environnants : Velay (plio-pléistocène), Causses, Escandorgue, Bas-Languedoc (plio-quaternaire), Devès (2,7-0,59 M.A.), Coirons (Miocène-Quaternaire)( Kraft, de la Rouzière 1991), district volcanique provençal Ponto-Pliocène-Actuel (La Garde) (Campredon, Boucarut 1975).

La corrélation statistique établie entre les sources volcaniques et/ou fissurales de l'iode et les sites fossilifères valident notre modèle probabiliste d'interaction entre le stimulus iode et l'évolution de la capacité crânienne des Hominidés (de 167 cc pour Proconsul à environ 1350 cc pour Homo sapiens sapiens et 1450 cc pour Homo sapiens neanderthalensis).

On observe, a contrario, l'absence presque totale de sites fossilifères d'Hominidés, jusque vers la fin du Paléolithique moyen, dans les régions dépourvues d'activité volcanique au plio-pléistocène. Excluons l'Amérique et l'Australie dont le peuplement remonterait à peu près vers la fin du Paléolithique moyen. En Europe, particulièrement soumise aux glaciations quaternaires, entrecoupées des interglaciaires, on note l'absence à peu près complète d'Hominidés, dans les régions occidentales, à l'exception de quelques rares sites en Grande-Bretagne (Pontnewydd, Swanscombe), des Pyrénées aux Pays Baltes, en bordure de l'Atlantique, de la Manche, de la Mer du Nord et de la Baltique (Bretagne, Normandie, Belgique, Pays-Bas, plaines germano-polonaises, baltes, russes), Biélorussie, plaine ukrainienne. En Afrique, en dehors de l'Afrique du Nord, de l'Afrique orientale et du Sud, et de l'activité du nord du Tchad, l'ensemble de tout l'ouest africain, qui ne manifeste pas d'activité volcanique sensible, ne semble pas renfermer de sites fossilifères d'Hominidés. En Asie, les principaux sites fossilifères se situent à Java (île essentiellement volcanique), en Chine, dans des zones de volcanisme et de fractures et, dans une faible mesure, dans la Narmada Valley, en Inde, dans la fracture de la zone de dépression de l'Indus. La plus grande partie de l'Asie du Nord, inhospitalière, ne recèle pas de restes d'Hominidés (plaines de Sibérie et plateau de Sibérie centrale, soumis aux glaciations quaternaires). Le sous-continent indien, plus hospitalier, mais sans activité volcanique plio-pléistocène notable, ne renferme pas de gisements fossilifères (à l'exception de la dépression de l'Indus).

A la fin du Paléolithique inférieur (vers 0,12-0,13 M.A)., Homo sapiens apparaît, vraisemblablement en Afrique orientale (Kenya, Tanzanie), migre au Moyen-Orient, en Afrique du Sud, en Europe, en Asie centrale puis vers le Nouveau-Monde (Donald Johanson et Blake Edgar 1999). L'origine, africaine ou régionale, d'Homo sapiens demeure l'objet de vives controverses.

En France, les civilisations qui se succèdent au Paléolithique supérieur se réfèrent toutes, plus ou moins, à la région volcanique du Massif Central : Châtelperronien (près de la Chaîne des Puys; 37-35 / 30 b.c.), Aurignacien (Sud du Massif Central; 33-30 / 27-25 b.c.), Gravettien (Chaîne des Puys-Cézallier; 27-25 / 20-18 b.c.), Solutréen (Chaîne de la Sioule; 20-18 / 15 b.c.) et Magdalénien (Sud du Massif Central; 18-15 / 10-9 b.c.) (Hours 1987; Camps 1994; Lorblanchet 1999). La concentration des sites préhistoriques français est particulièrement intense dans le Massif Central au Paléolithique supérieur comme le furent les sites fossilifères au Paléolithique moyen : vallées de la Dordogne et de la Vézère, son affluent, issu du Plateau de Millevaches au pied de la Chaîne des Puys dont le volcanisme connaît son apogée vers 0,010 B.P. (Bardintzeff 1993). La fin du Paléolithique supérieur voit le climat de la terre se rapprocher de celui de l'Actuel et la transformation fondamentale des conditions de vie des populations, qui passent du stade de chasseurs-collecteurs à celui d' agriculteurs-éleveurs, accompagnée d'une croissance démographique considérable. Comme nous l'avons rappelé au début de ce chapitre, si nous prenons, en première approximation, comme paramètre démographique, le critère de la densité des sites fossilifères par millier d'années, nous constatons qu'en Cantabrie (Espagne) par exemple, elle va de 0,03 sites à l'Acheuléen à 0,21 sites au début du Châtelperronien et à 12 sites à la fin du Magdalénien, soit 57 fois plus, en environ 25.000 ans, du début à la fin du Paléolithique supérieur (John Scarry 1998). Puis survient la "révolution néolithique". L'urbanisation modifie les rapports sociaux, les cultures et les densités de populations qui se répandent à travers l'écoumène (Catal Hüyük 6500-5600 avant J-C, à la population estimée à 5000/7000 personnes) (Camps 1994).

Au cours des cinq derniers millénaires, le Néolithique donne naissance à cinq foyers principaux des civilisations historiques (considérées comme les plus grandes unités sociétales, Toynbee 1934-1961), plus ou moins corrélés à des régions volcaniques, et qui vont être à l'origine du peuplement actuel de l'écoumène (Breton 1991): 1) Méditerranée-Moyen-Orient (Mésopotamie, Vallée du Nil, Crète; 3ème millénaire b.c.) - failles récentes du Zagros et de la mer Egée, volcanisme Miocène/Actuel de l'archipel des Cyclades : Golfe d'Aegina, Milos, Santorin, etc... (Kraft, de la Rouzière 1991); 2) Inde (Vallée de l'Indus, Harappa, Mohenjodaro; 3ème millénaire b.c.) - fracture de la dépression de l'Indus (Bassoullet, Colchen, Mouterde 1977); 3) Chine ( 2ème millénaire b.c. bassins des fleuves jaune et bleu) - zone d'écorce terrestre de fractures et failles profondes quaternaires de Tancheng-Lujiang et de Xingan-Taihang., soulèvements et fissures quaternaires des montagnes Taihang (Zunyi, Yuqi, Hongzhen 1986); 4) Mexique (civilisation olmèque, 2ème millénaire b.c.; Tabasco, Veracruz dans le Golfe du Mexique) - Hauts-Plateaux volcaniques; 5) Pérou (civilisation de Chavin; 1er millénaire b.c.) - Hautes-Terres volcaniques de la Cordillère des Andes.

On peut conclure, avec beaucoup de vraisemblance, que l'évolution des Hominidés, depuis l'apparition de Proconsul, en passant par leur divergence avec les Panidés, il y a environ 7 M.A. (Lewin 1996), jusqu'à la venue de l'homme moderne de type Cro-Magnon, s'est effectuée, pour une part prépondérante, à proximité et sous l'influence des sources volcaniques d'iode. Alors qu'au Pliocène et au Pléistocène, les sources de l'iode les plus importantes semblent se situer dans les régions volcaniques, la diffusion de l'iode pendant des millions d'années et son lessivage à la surface de la terre vont mener à la situation actuelle où les vecteurs principaux de l'iode, tant minéral que biologique, apparaissent les mers et les océans puis les lacs et les fleuves, comme il est indiqué au chapitre 1 (Les sources de l'iode), alors que l'iode d'origine volcanique voit son influence sinon disparaître, du moins se marginaliser, comme nous pourrons le constater dans le chapitre VIII. De surcroît, "les éruptions volcaniques d'aujourd'hui ne sont que des pets de lapin, comparés aux énormes crises volcaniques du passé" (Brack, Raulin 1991).

Au demeurant, nous proposons un test crucial, susceptible de confirmer ou d'infirmer, au sens popperien (Popper 1980), notre modèle de relation probabiliste entre l'hominisation et les sources de l'iode. L'analyse des teneurs en iode des roches sédimentaires, d'une part au fil des époques géologiques, d'autre part au même niveau stratigraphique entre les sites fossilifères importants d'Hominidés et les roches sédimentaires exemptes de fossiles d'Hominidés nous paraît susceptible de pouvoir confirmer ou infirmer, de manière statistique, la crédibilité de notre hypothèse. C'est ce que nous avons tenté de faire, dans le chapitre suivant, en analysant, quantitativement, les densités de peuplement d'Homo sapiens sapiens, aujourd'hui, à la surface de notre globe, en corrélation avec les teneurs en iode de son environnement.