La fin de l’Éocène correspond à une période de refroidissement global et de réorganisations tectoniques aux hautes latitudes, culminant à la Transition Éocène–Oligocène (il y a 34 Ma), l’un des changements climatiques majeurs du Cénozoïque. Au cours de l’Éocène supérieur, la Terre est passée d’un climat de type « greenhouse » sans calottes glaciaires (optimum climatique de l’Éocène inférieur) à un climat de type « icehouse », marqué par la mise en place de la calotte glaciaire antarctique. Ce refroidissement à long terme s’est produit parallèlement à une baisse de la concentration atmosphérique en dioxyde de carbone, dont les causes restent encore mal contraintes.

Au cours de la même période, les passages océaniques de l’océan Austral (passages de Drake et de Tasman) se sont ouverts et approfondis, tandis que la connexion Atlantique–Arctique (notamment le passage Groenland– Écosse) a changé de configuration, modifiant ainsi la structure globale de la circulation océanique et potentiellement exerçant une influence significative sur le climat global et le cycle du carbone marin. Dans cette thèse, nous explorons l’impact des changements de configurations des passages océaniques, seuls ou combinés, sur la circulation océanique, à l’aide de simulations entièrement couplées réalisées avec le modèle du système Terre IPSL-CM5A2.

Afin d’étudier l’impact de ces modifications sur le cycle du carbone, nous utilisons également une version du modèle biogéochimique PISCES incluant les isotopes du carbone, configurée pour la fin de l’Éocène. Cette approche combinée permet de mener une série d’expériences avec un accent particulier mis sur la réorganisation de la circulation océanique ainsi que ses conséquences sur la distribution et les gradients isotopiques du carbone. Enfin, une comparaison entre les résultats obtenus grâce au modèle et les données dérivées de proxys disponibles pour cette époque nous permet de discuter des hypothèses relatives aux variations du δ 13C au cours de l’Éocène supérieur et d’évaluer dans quelle mesure les changements de passages océaniques ont pu contribuer aux variations du δ 13C observées à la Transition Éocène – Oligocène.