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XIX e Colloque de l’Association Internationale de Climatologie (retour d’hiver). Afin de mieux replacer l’aléa gélif face à une vulnérabilité agronomique, nous avons ajouté, sur la Figure 1, les dates moyennes du débourrement pour les trois cépages plantés en Champagne : le Chardonnay (le 6 avril), le Pinot Meunier (le 8) et le Pinot Noir (le 13) (période 1954-1990 ; AVC, 1991). Il apparaît très clairement que cette reprise de la croissance végétative coïncide avec la période relativement froide de début avril. Cette période est donc très critique pour le gel des bourgeons. Figure 1 – Évolution printanière des moyennes journalières des températures minimales sous abri pour 23 stations marnaises (15/03-31/05 1998-2003 ; CIVC, Météo France) Cela étant, ces conclusions reflètent seulement une image moyenne et chaque printemps est unique (forte variabilité temporelle). Pour peu que les conditions de mars fussent plutôt défavorables (températures froides, faible ensoleillement), la vigne, alors en retard végétatif, sera épargnée des gelées météorologiques pouvant survenir début avril (et inversement). Ainsi, dans les études statistiques sur l’occurrence et l’intensité des gelées (Madelin, 2004), il apparaît très nettement une forte variabilité du gel entre les années, tant en intensité que dans le temps. Même si les températures inférieures à 0°C sont plus fréquentes, en toute logique, dans la première moitié du printemps, les dates diffèrent d’une année à l’autre. En outre, ces dates gélives sont consécutives et représentent alors des épisodes de froids matinaux. L’enquête de l’AVC (1991) a permis également de préciser spatialement le phénomène des gelées des bourgeons à l’échelle communale dans le vignoble champenois. Elle montre très clairement que le département de l’Aube est plus exposé au risque gélif que la Marne ou que l’Aisne, ce qui est corroboré par l’analyse des données météorologiques des stations automatiques (Beltrando, 1998). Dans la Marne, les stations situées sur la Côte des Blancs et au sud de la Montagne de Reims sont relativement plus chaudes que les stations au nord (Madelin, 2004). Par ailleurs, les mesures sur le terrain, ainsi que les données des stations, ont montré que les secteurs viticoles situés en bas de coteaux sont beaucoup plus gélifs. 2. Les facteurs influençant cette variabilité Au-delà de l’observation et de la quantification des variabilités spatiale et temporelle des températures minimales négatives, les recherches sur les gelées en Champagne ont cherché à comprendre les conditions atmosphériques associées à ces événements gélifs et les interactions avec les paramètres locaux (tels la topographie ou encore l’état du sol). Lorsque les conditions atmosphériques nocturnes sont caractérisées par un ciel dégagé et par un vent calme, conditions dites « radiatives », la variabilité spatiale des températures est alors très marquée et le refroidissement généralement plus important que par ciel couvert. Par 387
Les risques liés au temps et au climat exemple, une étude statistique réalisée à partir des données météorologiques du réseau (Madelin, 2004) a mis en évidence que 65% des nuits de gel 3 correspondaient à un ciel clair 4 . De plus, ces nuits de gel connaissent des vents relativement faibles : 63% avec des vitesses moyennes nocturnes inférieures à 2 m/s. S’il s’avère que les conditions atmosphériques de ciel clair et de vent calme expliquent statistiquement l’occurrence de températures négatives, le lien avec l’intensité des gelées est beaucoup plus difficile à mettre en évidence (Sarmir, 1995 ; Madelin, 2004), notamment parce que les fortes gelées sont plus imputables à des refroidissements advectifs (d’origine nord à est). Le rôle de la topographie sur la variabilité spatiale des températures minimales a également été mis en évidence en particulier par des mesures sur le terrain (Beltrando et al., 1992 ; Bridier, 2001 ; Sarmir, 1995), mais aussi, dans une moindre mesure, par le réseau de stations automatiques. Déjà, en 1956, Geslin montrait le phénomène d’inversion thermique et l’accumulation de l’air froid en bas de coteau lors de nuits de gel, à partir de mesures des indices actinothermiques 5 . Lors de ces nuits de ciel clair et de vent calme, l’air à proximité du sol se refroidit fortement par convection. Il devient alors plus dense et s’affaisse par subsidence. Si le terrain n’est pas plat, cet air froid tend à s’écouler, par gravité, vers des parties plus basses (vallées, bas de coteaux), où cette arrivée froide s’ajoute au refroidissement radiatif. Cette brise thermique s’établit dès la tombée de la nuit et s’écoule par saccades en fonction des frictions locales. En Champagne, en raison du relief peu accidenté, la vitesse de ces écoulements a été mesurée entre 0.5 et 2.5 m/s par des capteurs situés à 1-2 m du sol (Beltrando, 1997). L’air froid accumulé en bas de coteau ou en fond de vallée forme un lac d’air froid, dont le plan est légèrement incliné dans le sens de la pente. Cette accumulation d’air froid se produit également en amont de chaque obstacle à l’écoulement catabatique (replat, haie dense, route surélevée, remblai TGV 6 ). Dès le lever du soleil, la brise de pente change de direction et remonte la pente : c’est la renverse. Sous des conditions atmosphériques stables, il existe donc un système cyclique journalier de brises thermiques, descendantes et ascendantes. Celui-ci a été observé sur le terrain lors des conditions anticycloniques (Bridier, 2001), mais aussi pour la plupart des stations (en ne prenant que les vents de vitesse comprise entre 1 et 2 m/s) (Madelin, 2004). Par ailleurs, des études sur les relations entre le vent synoptique, les brises de pente et la topographie ont été réalisées à partir de plusieurs campagnes de mesures (Beltrando et al., 1992 ; Bridier et al., 1995). Lorsque les vents régionaux sont puissants, ils « effacent » les vents catabatiques (dispersion de l’air froid). Par contre, par vent faible ou modéré, les masses d’air froid qui glissent à la surface des coteaux sont bloquées quand le versant est quasi parallèle au flux ou évacuées vers la plaine ou la vallée de la Marne quand le vent est oblique par rapport au flux. De plus, le vent opposé à la pente entraîne une remontée du lac d’air froid, ce qui peut provoquer des dégâts gélifs (Beltrando et al., 1995). Ce phénomène d’interactions entre le vent synoptique, les brises de pente et la topographie, observé in situ, apparaît également dans les sorties de la simulation de l’atmosphère faite par le modèle Meso NH (16-17/03/2003) (Madelin, 2004). Par exemple, sur la Figure 2 représentant la Montagne de Reims, au nord-est, les brises de pente rencontrent le flux général d’origine nord-est en bas de coteau, ce qui bloque l’écoulement de l’air froid. Par contre, à l’est, le champ de vent simulé ne montre qu’un vent de nord assez fort, qui semble gommer l’accumulation à cet endroit. 3 Sur un échantillon de 46 dates avec au moins une température minimale inférieure à -2°C. 4 Au moins trois des observations de la nuit à Reims-Courcy inférieures à 2 octats. 5 . Les indices actinothermiques sont mesurés par des capteurs situés à quelques dizaines de centimètres du sol et à l’air libre. 6 . La construction de la future Ligne à Grande Vitesse du TGV Est européen, qui traversera le vignoble AOC de Champagne en contrebas des coteaux de la Montagne de Reims, a suscité des travaux d’évaluation de son influence et de son impact sur les températures minimales : Bridier et al., 1995 ; Bridier et al., 2004. 388
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