Le premier leg (pente occidentale du Grand Banc des Bahamas - GBB, Fig. 2) a précisé, à l'aide de la sismique HR, les grandes coupures sismiques régionales calées sur les forages ODP (base du Miocène, surfaces d'érosion à 12,5 Ma, 11,4-10,5 Ma, transitions Miocène-Pliocène, Pliocène inférieur/supérieur et Pliocène-Pléistocène). L'analyse des faciès sismiques a mis en évidence des faciès de plate-forme carbonatée lités, des faciès sourds (shaked carbonates) interprétés comme des faciès de changement d'état (thixotropie) à la suite de large slab gliding sur une courte distance, des géométries de ravines (Fig. 2) et des faciès perturbés de débrites surmontant généralement des surface d'érosions majeures, des systèmes turbiditiques incluant des ravines comblées, des complexes chenal-levées carbonatés superposés, des lobes et enfin des faciès progradants de corps contouritiques.

Une cicatrice majeure de glissement (Mass Transport Complex - MTC, Fig. 2) a été identifiée. Elle correspond à trois cicatrices de glissement juxtaposées avec une surface verticale bien marquée dans la bathymétrie (hauteur de l'escarpement : 80 à 110 m). Les trois cicatrices s'étendent sur 9 km selon un profil N-S. Elles passent vers le Nord à une zone déformée de 3,5 km de long. Elle se poursuit vers le large par une débrite d'une vingtaine de kilomètres de long sur 13 km de large se terminant par trois blocs « raftés » aux contours géométriques nets (Br, Fig. 2). Leur hauteur varie entre 48 et 52 m pour une largeur et une longueur de 0,8 à 2 km. Le plus important d'entre eux a une dimension de 1500 x 2200 m ce qui correspond à une surface de 3,3 km² et à un volume de 0,18 km³. L'ensemble du système déstabilisé couvre une surface de 360 km². Le volume correspondant (épaisseur moyenne de 50 m) serait de 18 km³. Un escarpement (Es, Fig. 2) montre que le haut de pente (bathymétrie = 300 m) est en cours de déstabilisation. Un carottage court (3 m) a été réalisé au sommet du bloc rafté le plus important afin de collecter les sédiments accumulés sur le bloc après son mouvement et de dater ainsi l'événement. D'autres instabilités de grande ampleur ont été mises en évidence ainsi que de nombreuses cicatrices de glissement de plusieurs hectomètres cubes (Ci, Fig. 2), toutes localisées en pied de rampe. La présence de glissements récents et l'interprétation du faciès sourd décrit plus haut suggèrent l'existence de périodes de déstabilisation en masse de la bordure du banc carbonaté et du haut de rampe.

Le fond actuel montre une sédimentation récente limitée au pied de rampe carbonatée, contrainte vers le large par la croissance des monts carbonatés récifaux (coraux profonds) et balayée dans le centre du Détroit de Floride par le courant de Floride (Fig. 1) qui ne laisse qu'un lag (by pass) et des figures d'érosion sur le fond.

Figure 2 : Carte morphobathymétrique (EM302) du Grand Banc des Bahamas (GBB).

Le second leg (Nord de la pente du Petit Banc des Bahamas ; LBB, Fig. 3) montre une structure et surtout une morphologie différentes de celles observées lors du leg 1. La stratigraphie sismique, toujours calée sur les forages IODP, est plus difficile à établir. Les réflecteurs-clefs de l'Albien et du Cénomanien supérieur sont bien repérables ainsi que les surfaces d'érosion du Miocène moyen et Pliocène inférieur. La première est surmontée par une unité dans laquelle apparaissent de nombreux petits systèmes chenal-levées superposés. Au sein du Miocène, de nombreuses débrites ainsi que des faciès de « shaked carbonates », a priori diachrones, sont visibles. Ils traduisent une période probablement assez longue de déstabilisation de la marge, au cours du Miocène.

La morphobathymétrie montre une nette différence entre les extrémités NO et SE. Au NO domine une série sédimentaire récente puissante avec des réflecteurs bien stratifiés sur parfois plus de 50 m. Des vallées comblées apparaissent en bas de rampe (entre 600 et 700 m de bathymétrie). Le comblement résulte de dépôts contouritiques apportés par le puissant courant de Floride circulant du Sud vers le Nord à cet endroit (Fig. 1). Dans la partie SE, des systèmes turbiditiques s'étendent sur plus d'une cinquantaine de kilomètres au large. Ils naissent à environ 400 m de profondeur d'eau. Ils commencent par un amphithéâtre très large montrant de nombreux signes d'instabilités gravitaires (cicatrices en cuiller, plan de décollement, terrasses superposées). Cet amphithéâtre se prolonge vers l'amont par une vallée étroite et moins profonde montrant la direction de l'initiation de l'érosion régressive. Les têtes (Tc, Fig. 3) se poursuivent vers le large par de profondes ravines incisées puis par un système de transit puis de dépôt très étalé et légèrement chenalisé (Zd, Fig. 3). Une large cicatrice de glissement (Va, Fig. 3) apparaît à l'ouest. Les monts carbonatés (Mc, Fig. 3) sont de moindre talle que sur le GBB.

Figure 3 : Carte morphobathymétrique (EM302) du Petit Banc des Bahamas (LBB).

L'histoire géologique peut donc se résumer par une première période (jusqu'au Miocène) dominée par la croissance d'un banc carbonaté perturbé par des périodes d'érosion et de déstabilisation en masse puis une période récente (Pliocène-actuel) dominée par le rôle des courants de fond (courant de Floride) et une exportation limitée de la production carbonatée vers le bassin et contrainte à la zone proximale du banc. Les résultats vont permettre de visualiser dans son ensemble le fonctionnement d'une pente carbonatée, de montrer les analogies avec des systèmes connus à l'affleurement (Oman, Flysch crétacé basque) ou des systèmes terrigènes silicoclastiques.