第一节　泥炭成矿条件

泥炭矿床是一种历史自然体，是自然环境综合作用的产物。一切可以影响泥炭沼泽的发生、发展与特征的自然因素，都是泥炭矿产形成和赋存的控矿因素。控制泥炭地发生发展的因素包括地质、地貌、水文、气候、生物、时间等，但最基本的因素是水分和热量，其他因素都是通过改变和分配水热条件而间接地起到控制作用。水热组合的不同直接决定着有机质生长量和有机残体分解量的对比关系，决定泥炭矿床成矿过程中成矿物质输入通量，控制着泥炭地的特征、功能和效益。泥炭矿只有在含碳物质增长量超过其分解量时，才能得以形成、发育和扩展。

泥炭矿床既是诸多成矿因素综合作用的结果，也是自然环境的组成部分。泥炭矿区地质构造、新构造运动幅度、强度与频率、围岩和下伏岩层的岩性与空间形态、水源水量、水质与稳定性、植被组成与生物量、微生物区系与活性以及气候、人类活动干扰等都是决定泥炭矿床成矿作用强弱的重要因素，这些因素的组合对自然环境起到反馈作用。分析这些成矿因素的特征、作用以及在泥炭成矿作用中的影响，对认识成矿发生过程和成矿机制，合理开发和保护泥炭资源，都具有十分重要的意义。

一、气候因素

泥炭矿床作为一种生物成因的有机矿床，控制泥炭沼泽发生发展及其生态特征的基本因素来自于影响生物生长和分解的地表环境，特别是来自水分和热量因素。温度控制植物的生物生产量，湿度制约植物残体分解速度，不同的水热组合不仅直接决定有机质增长量和有机残体分解量的对比关系，也决定着无机界和有机界相互作用的性质和差别，决定着泥炭地与环境间的物质能量交换方向和速度。

水热组合不仅取决于气候条件的地带分布，也取决于泥炭矿区的地质、地貌、水文、植物等因素对水分、热量的再分配，因此泥炭的空间分布既具有一定的地带性规律，也具有相当大的非地带性。因为热量在纬度分布具有的鲜明地带性，而热量和降雨又具备一定的吻合性，因此，泥炭地空间和类型变化具有鲜明的地带性特点。从不同地带的植物残体堆积量和分解量可以看出，植物堆积量总趋势大致从极地冻原带向森林草原带逐渐增加（见表2-1），此后因干旱而迅速减少，至亚热带森林地带又突然增多，及至赤道雨林地带其植物残体的堆积量达到最大。这种有规律的变化显然是受光热支配的结果。从植物残体的分解能力看，从寒带向热带逐渐增加，其间以温带、亚热带荒漠带分解力最大，显示出温度对植物残体的分解影响。水热组合的地带分布特点与泥炭类型和分布呈现强烈的相关性。

在接近北冰洋永冻土苔原地带，因为气候寒冷，降水量少，地表冷湿，所以尽管泥炭沼泽面积广，但泥炭层积累很薄，造炭植物以中营养和富营养的植物群落为主。在寒温带湿润针叶林地带，气候冷湿，植物残体分解缓慢，是世界上泥炭资源发育最广泛、面积最大、泥炭积累速度最快、泥炭质量最好的地带。造炭植物类型以贫营养的藓类植物为主，是国际园艺泥炭市场的主要资源来源。进入中温带和暖温带，气候温和，蒸发量大于降水量，湿度趋干，泥炭沼泽面积明显减少。只有在地下水源丰富补给和具有稳定积水条件的特殊地貌部位才能形成具有工业价值的泥炭矿产。而这样的水文地貌条件下形成的泥炭，因为受地表水水质影响，造炭植物群落必然以富营养草本植被为主，加上地表水源供应不如寒温带气候区那样稳定，所以所形成的草本泥炭具有鲜明的富营养、高分解、高腐植酸特点。我国绝大部分国土处在中温带和温带地带中，气候条件不利于泥炭积累，造成我国很少发育积累贫营养藓类泥炭，但广泛发育富营养草本泥炭。由于我国国土辽阔，自然环境差异巨大，具有草本泥炭发育的环境众多，泥炭总储量巨大，所以我国仍然属于泥炭储量较丰富的国家之一。到了热带雨林地区，虽然植物残体分解加快，但由于有机质生长速度更快，也导致大量泥炭积累，这就是在印度尼西亚和马来西亚大量热带木本泥炭发育的主要原因。

湿度对植物的生长和微生物的活动以及泥炭地的发育发展同样具有重要意义。当年平均降水量超过年平均蒸发量时，泥炭地就可以得到广泛的发育，所以在寒温带针叶林地带形成了泥炭强烈堆积区。如果湿润系数很大，不仅低洼地易于发育泥炭沼泽，甚至在正地貌上也可以形成泥炭沼泽，如在爱尔兰、英格兰和挪威的西海岸可以见到大量披盖式泥炭沼泽广泛发育，由于这样的泥炭地营养主要来自降水，所以绝大多数植物群落是贫营养的，所形成的泥炭都是贫营养藓类泥炭。

湿度影响微生物的活动强度。一般在湿度超过土壤最大持水量的60%～80%时，微生物的活动就会严重受到抑制（坂口丰，1982），当土层中的水分达到饱和时，则完全阻碍空气进入土壤，造成土层缺氧，抑制土壤中的微生物区系扩大和生命活动，阻碍有机质的氧化和生物化学作用，使植物根部呼吸发生困难，抑制中生、旱生植物定植和扩展，促进湿生、沼生植物繁衍，有利于造炭植物的生长和泥炭的积累。除此之外，水分和湿度还控制和决定造炭植物群落组分、分布和生物生产量。伊万诺夫（1957）和皮雅夫钦科（1959）研究发现，如果土壤潜水位经常高于根系分布深度，树木便会停止生长，而草本植物和苔藓植物会侵入生长。三江平原广阔原野上除了地势相对略高的局地生长了岛状林之外，地势平缓地带则全部生长草甸和沼泽植物，也是湿度选择的结果。在泥炭地内部，因为湿度条件的不同，植物呈带状分布，从泥炭地中心到边缘，植物群落组成依次是沼生植物、湿生植物、草甸植物、中生植物，直至过渡到旱生植物。这种湿度的差异，直接影响了泥炭地对植物残体的保护能力，造成泥炭地不同部位泥炭品位的明显差异。

全球泥炭的矿产分布既具有纬度变化规律，也有经度变化规律，即由极地到热带依次为寒带湿润弱泥炭堆积区、寒温带湿润贫营养强泥炭堆积区、暖温带弱泥炭堆积区和热带雨林强泥炭堆积区；从海洋到陆地的经度方向上，随着大陆度增强，泥炭积累减少，即沿海多于内陆，反应在垂直地带性上，泥炭地的分布高程由低向高变化，距海越远，泥炭分布高程越高。

了解控制泥炭成矿的水热因素与泥炭分布规律关系，可以为泥炭国际贸易和泥炭资源全球配置提供科学依据。由于寒温带处于泥炭强积累区，泥炭地营养来源以大气降水为主，气候条件有利于泥炭积累，泥炭类型也以藓类泥炭为主，是我国急需的高品位藓类泥炭的主要来源。我国位于中温带和暖温带的泥炭弱积累区，泥炭的发育和积累依靠地下水出露和地表水补给，矿质营养丰富，所以主要发育和积累低位草本泥炭，藓类泥炭矿产储量极少。市场所需要的高质量藓类泥炭，只有从国外大量进口，别无他策。由于北温带泥炭强烈积累区水热条件适于泥炭矿床形成和发育，导致泥炭沼泽广泛发育和泥炭的强烈积累。在这些有利条件下即使泥炭开采完毕，开采迹地只要稍加平整，排水去路封闭，泥炭沼泽很容易重新建立起来，泥炭积累和成矿过程就重新开始，泥炭沼泽重建可能不是一件需要耗费巨资的工程。而我国地处中纬度地带，蒸发量大于降水量，泥炭积累的水热条件不利，不利于泥炭沼泽的广泛发育，只有丘陵沟谷地下水出露地带或者是平原区的废弃河道稳定集水区的局部地段才有泥炭发育和积累。由于我国泥炭以地表水、地下水为主要营养来源，所以我国泥炭主要以草本泥炭为主，藓类泥炭只在大小兴安岭和长白山地有少量发育，且大多交通不便，保护严格。由此可见，我国泥炭沼泽完全依靠地下水、地表水的稳定程度，只要地下水、地表水资源稍有变化，即可对泥炭沼泽发展积累进程产生直接影响。所以，从泥炭地保护条件来讲，我国泥炭沼泽更容易受到外部环境变化而改变发展方向，受供水条件改变造成的泥炭沼泽退化更严重，恢复重建更艰难，需要投入的资金、人力、技术更大。从这个意义上来说，我国应该现实地、科学地定位自己的保护责任，不能不计成本和气候区域条件就承担与寒温带泥炭强烈堆积地区相同的国际责任，在水热条件不稳定的中纬度地带，泥炭积累强度、积累潜力和所需时间不可能与寒温带相提并论，我国的泥炭成矿环境是脆弱的、易变的，重建是艰难的，这是制定泥炭开发和保护政策时政府必须认清的现实。

二、地质地貌条件

地质条件对泥炭矿床的控制作用主要表现在新构造升降运动、岩石地球化学成分以及断裂破碎造成的水分补给对泥炭成矿的间接影响。新构造运动既影响地表形态变化，又影响地表侵蚀和堆积强度，从而影响矿区水文地质状况。地表形态与地表岩性的不同，也势必引起水热组合条件发生复杂变化，制约着泥炭沼泽的发育和分布。

新构造运动对泥炭成矿作用的影响是因地壳沉降上升对地表形态变化和地表侵蚀和堆积强度的控制作用，从而通过左右水文地质条件，直接或间接地控制水热条件方式，制约着泥炭的形成和发展。沉降运动所产生的断裂或节理容易受到风化剥蚀而扩展为洼地，利于水源的聚集，提供了泥炭地的有利地貌和水文条件，成为泥炭成矿场所。同时，构造运动的幅度、速度、频率等也影响着泥炭成矿过程、矿层的层数和厚度。由于泥炭形成历史大多为数千年到1万年，而一般的构造运动需要动辄上百万年、千万年的时间跨度，地质条件对泥炭成矿作用的影响主要来自地质背景和岩性条件。在长期下沉地区，地表处于堆积状态，地表低平，水流漫散，易于形成有利的泥炭成矿地貌条件。如果地壳下沉速度与泥炭积累速度接近，则泥炭沼泽的地表水分状况和植被类型以及分解速率将会保持稳定，就可能形成巨厚的泥炭矿床。如果地壳下沉速度大于泥炭积累速度，就会发生泥沙掩埋，造成泥炭沉积间断，出现夹层现象。而在地壳上升区，地表易于形成侵蚀切割地貌条件，积水条件不稳定，不利于泥炭形成和积累。

地貌形态是决定和引起水热分配及组合变化的重要因素，而地貌形态对泥炭形成和发育的影响在不同地貌类型中的反映是不同的。泥炭主要在负地貌部位发生发育，特别是冰川冰缘地貌对泥炭沼泽的发育形成十分有利，流水地貌中的间歇性流水和经常性流水塑造的各种洼地也是发育泥炭沼泽的有利场所。滨海地貌常在沙坝间、泻湖等地段形成稳定的成矿条件。构造运动的升降起伏和气候作用决定了第四纪地层的厚度和岩性分异，在负地貌区沉积了粉沙黏土、黏土或亚黏土层，创造了较好的积水条件，利于积水发育泥炭沼泽。地貌对泥炭成矿作用的影响还体现在矿床矿体形态上，地貌是泥炭矿床或矿体的围岩，地貌形态控制着矿床矿体的形态。平坦的基底，往往形成巨大面积的泥炭矿床，曲折回转的牛轭湖则决定了泥炭矿体的形态是矿体狭长、宽度狭窄的线条状，蝶形洼地上发育的泥炭矿床大多呈锅底状形态。了解围岩对矿床形态的控制可以在布置泥炭勘探工程中降低勘探成本，提高勘探效率。

泥炭地地表因水分条件的差异，不仅会造成成矿作用变化，表现出成矿条件和成矿强度的变化，还会产生不同微地貌类型。泥炭成矿过程中由于生物成矿作用，会在泥炭地表形成不同形态的微地貌，这些微地貌条件既是泥炭成矿条件作用的结果，反过来又对泥炭成矿过程起到正负反馈作用，加重或减弱泥炭发育和积累强度，加强或减弱泥炭地环境效应和功能。从表2-2可见，不同泥炭矿床地貌类型中，地貌形态对水分分配起到重要的分配作用，而不同形态微地貌又对泥炭成矿产生直接和间接的影响。

决定泥炭矿床发生发育的重要因素是矿区补水保水条件。矿区水分的积累和分布很大程度上取决于基底的机械组成。矿区存在一定厚度的不透水层，是保证矿区保水滞水能力的重要基础。矿区周围存在一定涌水能力的含水层，是泥炭发育水分的重要稳定来源。稳定的地下水供应，比地表水的间歇性供应更有利于泥炭发育。

三、水文情势

水文因素是泥炭地成矿的重要控制因素，水文因素必须与地貌条件紧密配合，水文补给方式、频率、补给量以及水化学性质都直接或间接地控制和影响泥炭成矿过程，制约着泥炭矿的规模和质量。水文情势是泥炭成矿区域内各种水文要素的时空变化状态，包括降水、蒸发、汇流、下渗、外流、水位等指标的时空动态。泥炭沼泽的水文情势既受气候带的影响，更受局地环境对水热资源分配的制约。因此，泥炭地分布既具有地带性的趋势，也有非地带性的特点。

地带性大气降水和蒸发比值制约着泥炭沼泽的分布区域，全球两个泥炭沼泽集中分布带是沿纬线延伸的寒温带针叶林和赤道雨林带，这两个地带都是降水丰富和潜水埋藏浅的湿润地带。其中俄罗斯的泰加林带平原辽阔，冲积、洪积和坡积潜水丰富，大气降水和冰雪融水形成的地表径流汇集在各种平坦低洼地形上，难以外泄，所以地表水淹水频率大多超过半年，常年积水深度在10～20cm左右。丰富的降水和地表积水的稳定造成本区泥炭沼泽发育广泛、类型众多。泥炭积累速度快，泥炭矿层深厚。赤道雨林地区同样降水丰富，成矿区域水源丰富，满足了泥炭地长期积水的环境要求，使植物生长旺盛、分解缓慢，从而使泥炭快速积累。

从泥炭发育地域的水分条件看，泥炭沼泽既可以在冷湿的条件下发生发育起来，也可以在高温高湿的条件下发生发育起来，只要水源充足，且地表长期为水饱和，适宜的造炭植物就会侵入，泥炭地就必定发育发展起来。在冷湿的寒温带气候区，大气降水已经能够满足泥炭发生发育的基本条件，水文条件有利于泥炭形成和积累。所以，可以在各种地貌部位经历水体沼泽化或陆地沼泽化过程积累贫营养的藓类泥炭。在这样的水文气候条件下，即使泥炭开采完毕，遗留的开采迹地也会迅速地恢复沼泽化过程，继续进行泥炭积累。由于我国地处中纬度地带，总体水热条件对泥炭成矿不利，只有在地表水源丰富稳定、水中携带营养丰富的山区、山区平原交界和平原区的河流废弃河道中才有大面积泥炭地发展扩展，因此我国泥炭地成矿具有鲜明的地域特色和类型特色。在我国的三江平原地区，在河漫滩上、阶地上以及湖滨上分布着大面积沼泽湿地，其水源补给主要有河川泛滥、地表径流和大气降水，由于地表低平、排水不畅，造成地表积水或过渡湿润，形成大面积沼泽湿地。特别是挠力河中段河漫滩宽广，最宽达34km，来自山区和挠力河上游的丰富径流给河漫滩带来丰富水源。由于该区坡降平缓，水流漫散，排水不畅，造成沼泽发育极为广泛。但是，尽管本区水源丰富，由于本区沼泽蒸发量远远大于降水量，地表径流供给的水源具有明显的季节性特点，干湿交替明显，水文情势中的淹水周期、淹水频率和淹水深度三个指标无法满足泥炭积累所必需的常年稳定积水的要求，所以本区泥炭面积远远不及估算的面积大，只有在积水稳定的牛轭湖、旧河道、深洼地和山区沟谷地带才有较多的泥炭积累。

四、生物群落

泥炭地是一个生物化学主导的成矿系统，各种成矿因子是泥炭地成矿的外因，湿地生物生产和分解合成是泥炭地成矿的内因，成矿因素通过湿地生物起作用。湿地植物的生存和生长与环境关系密切，在植物生长过程中，从环境中吸收必需营养，成矿环境对造炭植物群落类型和生物生产量起决定性的作用。同时植物也对成矿环境产生直接的反馈作用，对环境产生影响。造炭植物在对环境的适应中，形成了特殊的形态结构以及生态习性。因此，每种造炭植物只能在它所适应的环境里生活，使造炭植物与成矿环境之间形成了相互影响、相互制约、对立统一的辩证关系。

泥炭的形成是死亡植物残体分解与分解产物再合成的过程。在嫌气无氧环境中，植物残体破碎软化，一些分解产物在微生物作用下重新合成腐植酸，从而使泥炭具有其他有机物缺少的特殊性质，成为重要的矿产资源。含碳物质的分解和再合成是微生物活动的结果，因此，控制泥炭矿中微生物数量、组成、活性的环境因子对成矿作用的强弱起着重要作用。由于泥炭地中不同空间位置的水、热、营养、通气条件的差异，导致泥炭矿中不同位置微生物数量、组成和活性的差异，由此控制泥炭地不同位置含碳物质的保护能力的差异，表现为泥炭品位的空间变化。

对森林沼泽、藓类沼泽、草本沼泽三种泥炭地的植物生产量和泥炭堆积量的测验研究表明（Reader，1972），不同沼泽植物生长量和残存量极不相同，其中以泥炭藓沼泽的一年内残存量最多，有机体损失最小（表2-3）。说明不同植物群落的生产量和残存量因环境的差异和植物抗分解的能力不同而不同，导致泥炭的积累速度也不相同。从泥炭积累量看，泥炭藓积累量最少，边缘洼地堆积量最高，这可能与堆积时间、分解度不同有关。积累时间越短的，泥炭的积累率越高。

土壤微生物和土壤动物包括细菌、放线菌、真菌和一些小型土壤动物，是沼泽生态系统中的分解者。细菌和真菌能分泌消化酶，把动植物残体中的有机物变成可溶状态，然后被植物吸收利用。通过这一过程，有机物被分解成无机养分，返回于环境之中。一些小型土壤动物如线虫、蚯蚓、蓟马等在动植物残体分解过程中也起着重要作用，它们与细菌、真菌一起加速了生物残体的分解与转化，对沼泽生态系统中物质转化、能量流动起着重要作用，制约着沼泽类型的分异和演替。由于微生物对生态环境变化比较敏感，沼泽土壤微生物主要类群的组成和数量变动也是表征沼泽类型性状的重要指标。从不同沼泽土壤类型微生物的数量和组成看，无泥炭的矿质沼泽土层中各层次中微生物数量均大于泥炭沼泽，其中好氧细菌高出0.2倍、放线菌高出0.4倍、真菌高出2倍，土壤中好氧纤维分解菌、芳香族化合物利用菌、铁还原菌数量均大于泥炭沼泽土壤，只有反硫化细菌的数量小于泥炭沼泽土壤（表2-4），这符合泥炭沼泽土壤还原性强、通气不好、反硫化细菌数量少的一般规律。

从表2-4可以看到，沼泽环境距某物种最适条件越远，该物种的数量越小，生态位值越低。泥炭沼泽长期积水，通气性差，介质酸性强，地温低且上升慢，造成好氧细菌数量降低，但利于厌氧细菌和反硫化细菌的数量及活性增加。同样，泥炭沼泽的生态条件由于通气性差，也不利于放线菌的生长和繁衍，因此表现出泥炭沼泽的放线菌和真菌数量总体上低于矿质沼泽。氧的缺乏可能是真菌实际上很少存在于未经排水的泥炭沼泽的主要原因。Wakesman和Steves对美国一个低位泥炭沼泽土壤样品的微生物学分析也证明了这一点。矿质沼泽则由于积水不稳定，氧化还原条件更迭频繁，比泥炭沼泽更利于多种微生物的增殖。在渍水的矿质沼泽中，真菌数量也可能降低到泥炭沼泽的程度，但水分一经排干，真菌便迅速恢复。在矿质沼泽的良好通气和水分条件下，较有利于好氧菌如纤维分解菌、芳香族化合物利用菌和铁细菌等的增殖和发育，从而促进了矿质沼泽中纤维素、半纤维素、木质素的分解，也有利于土体中变价元素如铁、硫、锰等的转化，加快了矿质沼泽中物质转化和能量流动及土壤剖面的发育。两类沼泽土壤中真菌区系种群组成鉴定结果表明，尽管在真菌数量上二者相差悬殊，但其真菌优势类群却基本相似。两种沼泽真菌优势类属中，木霉属的出现频率最高，一般占35%以上。两种沼泽真菌优势类属的差异，主要表现在泥炭沼泽中发现了青霉属（Penicillium sp.），而矿质沼泽中未发现，这可能与两类沼泽的生态环境有一定关系。此外两种沼泽土壤微生物数量随土壤深度增加而减少。不论哪个季节，土壤微生物数量的表聚性都很明显，这表明草根层是沼泽生态系统中物质转化和能量流动最活跃的层位，土壤微生物在其物质能量交换中起着重要作用。总的来看，两种沼泽土壤中各种微生物的数量均有明显的季节变化，一般以夏、秋两季较高，冬、春两季较低。

泥炭沼泽和矿质沼泽的微生物数量存在差异，导致在植物残体的分解和转化途径上也存在重大差异。矿质沼泽微生物数量多，活性大，尤其是放线菌和真菌数量较多，有利于死亡植物残体的迅速分解，加速各种生命元素的地球化学循环，不利于有机质的积累和泥炭的形成。泥炭沼泽微生物数量少、活性弱、还原作用强烈，不利于植物残体的分解，有利于泥炭的转化和积累。这是生物因素对沼泽分异和泥炭积累的直接作用。

湿地土壤中的微型动物数量也因其环境的胁迫作用而较低，湿地中常见的土壤动物有35类，隶属于3门、7纲、13目、22科。大型土壤动物20类，其中优势类群（个体数占总个体数10%以上）3类，常见类群（个体数占总个体数的1%～10%）8类；中小型土壤动物26类，其中优势类群3类。在不同湿地类型中，因渍水还原条件的差异，土壤动物的差异也较明显。各景观中，无论是大型还是中小型土壤动物的类群数与个体数量（占总数量的百分数）均以沼泽化草甸为高，表明该景观的环境条件最适宜土壤动物生存和繁衍。而在最湿的芦苇沼泽和最干的农田，土壤动物的类群数个体数量均为低值。土壤动物生物量表现出表层高于下层的特征。沼泽化草甸土壤动物的多样性与均匀性最高而优势度最低，说明了相对干的环境中土壤动物类群的不稳定性和个体数量的高度集中性。大型土壤动物与中小型土壤动物相比，表现出较大的差异性。多样性与均匀性以芦苇沼泽为最高而优势度最低。在其他景观中广泛出现数目较大的线蚓、线虫和蚁类在该景观中没有或极少分布。芦苇沼泽积水较深及酸度较高的环境，形成以鞘翅类昆虫、双翅类幼虫、跳虫和蜘蛛为主体的稳定而特殊的土壤动物群落。另外，能疏松土壤、增加土壤肥力、使土壤形成良好结构的线蚓、蚯蚓等在芦苇沼泽和农田中几乎没有分布，而较多地分布在沼泽化草甸中。从土壤动物的垂直分布看，无论是大型还是小型土壤动物，其类群数、个体数量与生物量均表现出表层大而下层小的特征（见表2-5）。

五、时间因素

时间和空间是物质运动的基本形式，一切运动的物质都有其时间和空间的存在形式，也只有在一定的时间空间中才能存在、运动和发展。时间是物质运动的顺序和持续，空间是物质运动的外延和发展。任何物质都有一定的范围以及同其他物质的位置关系。泥炭物质的来源是大气中的二氧化碳，二氧化碳是在泥炭沼泽的特殊环境中，通过植物和微生物的生命活动，经过一系列复杂的合成分解过程，将随机混乱分布的二氧化碳和水建构起层次分明、富集独立的泥炭矿床。这种在太阳能驱动下的含碳物质运动，既包括了矿体在垂直和平面空间上的增厚和扩展，不断改变矿体与周围环境的相对关系，同时也包含了泥炭矿体从起源到扩展、直到顶级阶段的历史过程。考察时间对泥炭矿床的控矿作用主要从泥炭垂直方向上的积累率和从平面状态的扩展率来进行。

泥炭矿是一个生物源导入的历史自然体，有其发生发育发展直至衰亡的过程。泥炭控矿条件为泥炭发生发育提供了环境，泥炭矿储量要达到具备开发利用价值的工业规模，则必须经历数千年到1万年左右的时间。在这数千年的时间长河里，如果控矿条件维持稳定，则泥炭地将形成连续完整的矿层，并且随着泥炭层增厚，泥炭矿床面积也在不断扩展，矿床规模不断扩大。但是，泥炭矿层在不断加厚、矿体不断扩展的同时，泥炭地也会对成矿环境产生反作用，泥炭地积累环境发生相应的变化。例如，矿体加厚了，矿床地表高程与矿床周边地面高程会产生相对变化，水分进入泥炭矿床的量和质也会发生改变，由此造成泥炭地地表植被组成的改变，进而制约着泥炭物质输入量和分解动力的变化。如果泥炭地厚度增长到一定程度，泥炭地含碳物质输入量就将达到与分解量相平衡的状态，泥炭地就将进入平衡-衰亡期。因此，时间对泥炭矿床的影响告诉我们，任何泥炭矿床都有起源、扩展和平衡衰亡的历史过程，我们所看到的泥炭地只不过是泥炭成矿运动历史的一瞬，如果我们的研究工作能够探知泥炭地所处的历史阶段和对周边环境的关系，我们就能对泥炭地开发利用、保护提出精确科学的建议。

泥炭的形成和积累是泥炭沼泽发育的最基本形式，对沼泽的发育、发展起着决定性的作用。泥炭积累速度取决于植物生产量和分解量的平衡，只有在每年植物生产量超过分解量时，才有泥炭的形成和积累。考察时间对泥炭成矿的影响，学术界通常采用泥炭积累率（或堆积率）和累计量两种方式表示（张则有，2001）。前者用单位时间里泥炭积累的垂直厚度表示，单位为mm/a。后者用单位时间、单位面积泥炭堆积的数量表示，单位为g/（m²·a） 或kg（t）/（hm²·a）。在开展泥炭研究之初，泥炭积累率采用泥炭地中松树树干生长与造炭植物生长的关系测定，其结果为3.3～4.9mm/a。因为此方法只适于表层泥炭积累率测定，此层的植物残体尚未泥炭化，因此数据结果明显偏高（张则友，2000）。在放射性碳测年技术没有成熟之前，杜尔诺（1961）、韦伯（1967）、瓦尔克（1971）等采用孢粉分析对深层泥炭积累率进行测定分析，结果显示，全新世泥炭积累速度为0.12～1.9mm/a。这种方法由于孢粉分析不能得到绝对年龄，加之气候周期的局限性，实用范围很小。放射性测年技术发展起来之后，使泥炭积累率测定精度有了明显提高，与孢粉分析方法相结合，还可以分析泥炭积累的古气候、古地理环境。此外，根据造炭植物残体中纤维素分解释放出二氧化碳所放出的能量，赵谷华1983年提出以植物残体的耗失量测定泥炭的积累率和泥炭化作用时间。根据各国泥炭积累率研究结果，世界各地不同时期泥炭积累速度差异很大（表2-6）。

表中泥炭积累速度差异既有泥炭积累环境的原因，也有计算方法和计算依据的偏差，给人们提出了寻找更可靠评价指标的要求。近年来，由于对大气二氧化碳浓度增加和全球变暖的关注，对泥炭积累率研究增多，表达方式趋向于使用单位面积单位时间的碳素积累率方式。对最近300年以内泥炭中碳积累率变动研究表明，积累率变幅因泥炭地类型和泥炭分解程度的不同变化在10～300g/（m²·a）（Tolonen，et al，1996）。Turunen 研究了芬兰1302个泥炭剖面数据，证明在未排水现代泥炭地的积累率为18.5g/（m²·a）。加拿大、俄罗斯西西伯利亚积累率为20g/（m²·a）和17.2g/（m²·a）（Turunen， 2000），芬兰采用测地雷达、无线湿度、电导、温度探头和82个放射性碳计年方法，研究了芬兰2个高位泥炭的横向、垂向扩展速度。其平均碳素积累率为8.0～20.5g C/（m²·a）。证明了大气碳向泥炭地的净转移趋势，高位泥炭地的含碳物质积累率远远高于低位泥炭地，确认了北半球泥炭地对全球的重大意义。

从泥炭积累率研究结果看，由于气候的空间差异和时间上的变化，泥炭积累速度在同一时期、同一气候带内是相似的，而同一时期不同气候带的泥炭积累速度则不相同。同一气候带，积累时期不同也会有很大差别。多数研究结果认为，全新世晚期气候温凉湿润，对泥炭积累有利，所以泥炭积累速度最快。全新世中期气候温暖湿润-温凉干燥，对泥炭积累不利，所以泥炭积累速度最慢，不足全新世晚期的1/3。全新世早期气候冷温干燥，泥炭积累条件介于全新世中、晚期之间。这个推断结果与实际情况有很大差异，因为底层泥炭形成后，仍然处于缓慢分解过程中，全新世早期的泥炭因形成时间早、泥炭经历分解时间长，因而泥炭分解细碎，残留量相对较少，表现在泥炭积累速度就低。全新世晚期的泥炭形成时间短，经历分解时间少，残留率高，因而在同样时间长度内，泥炭积累率数值必然比下层的高，显示出全新世晚期泥炭的高积累率。泥炭剖面是由不同年龄的泥炭层交替叠置而成，以不同厚度泥炭的年龄差计算出的泥炭积累率在表征和对比不同地区、不同类型、不同层位的泥炭积累差异时，就会出现许多问题。特别是泥炭年龄的测定结果是随机的，很难有相同时间段泥炭层数据可以相互对比。不同泥炭地相互比较时，只有采用相同时间段或相同积累期的泥炭积累率数据相互比较才有意义。传统泥炭积累率因为是通过现存泥炭厚度所经历的积累时间计算的，因而又称为表观积累率（IMCG，2000），它只可以大致地表达从泥炭积累以来到现在的泥炭积累率，因为不是泥炭的真实积累率，所以绝对不能用不同层位的积累率计算数据来对比不同泥炭地的真实积累率。

从泥炭积累过程看，如果含碳物质输入泥炭层后，不经历任何分解，那么泥炭层中的含碳物质积累就应该呈线性，它是每年输入泥炭中的含碳物质总和。由于泥炭过程也伴随着少量分解，泥炭积累是输入量大于分解量的结果，因此泥炭积累是一个指数增长过程。曲线的弦LORCA是泥炭长期表观积累率，即通常所说的泥炭积累率，它表示泥炭自积累开始到现在每年的泥炭积累量。泥炭积累曲线的斜率则是泥炭积累过程中的各个此刻泥炭的瞬间积累率，它表示了聚碳系统在不同时刻的泥炭真实积累率。因为它准确地表达了泥炭物质输入、分解与积累的关系，可以真实地反映不同泥炭地、不同时期的实际泥炭积累率。