第一節　泥炭成礦條件

泥炭礦床是一種歷史自然體，是自然環境綜合作用的產物。一切可以影響泥炭沼澤的發生、發展與特征的自然因素，都是泥炭礦產形成和賦存的控礦因素?？刂颇嗵康匕l生發展的因素包括地質、地貌、水文、氣候、生物、時間等，但最基本的因素是水分和熱量，其他因素都是通過改變和分配水熱條件而間接地起到控制作用。水熱組合的不同直接決定著有機質生長量和有機殘體分解量的對比關系，決定泥炭礦床成礦過程中成礦物質輸入通量，控制著泥炭地的特征、功能和效益。泥炭礦只有在含碳物質增長量超過其分解量時，才能得以形成、發育和擴展。

泥炭礦床既是諸多成礦因素綜合作用的結果，也是自然環境的組成部分。泥炭礦區地質構造、新構造運動幅度、強度與頻率、圍巖和下伏巖層的巖性與空間形態、水源水量、水質與穩定性、植被組成與生物量、微生物區系與活性以及氣候、人類活動干擾等都是決定泥炭礦床成礦作用強弱的重要因素，這些因素的組合對自然環境起到反饋作用。分析這些成礦因素的特征、作用以及在泥炭成礦作用中的影響，對認識成礦發生過程和成礦機制，合理開發和保護泥炭資源，都具有十分重要的意義。

一、氣候因素

泥炭礦床作為一種生物成因的有機礦床，控制泥炭沼澤發生發展及其生態特征的基本因素來自于影響生物生長和分解的地表環境，特別是來自水分和熱量因素。溫度控制植物的生物生產量，濕度制約植物殘體分解速度，不同的水熱組合不僅直接決定有機質增長量和有機殘體分解量的對比關系，也決定著無機界和有機界相互作用的性質和差別，決定著泥炭地與環境間的物質能量交換方向和速度。

水熱組合不僅取決于氣候條件的地帶分布，也取決于泥炭礦區的地質、地貌、水文、植物等因素對水分、熱量的再分配，因此泥炭的空間分布既具有一定的地帶性規律，也具有相當大的非地帶性。因為熱量在緯度分布具有的鮮明地帶性，而熱量和降雨又具備一定的吻合性，因此，泥炭地空間和類型變化具有鮮明的地帶性特點。從不同地帶的植物殘體堆積量和分解量可以看出，植物堆積量總趨勢大致從極地凍原帶向森林草原帶逐漸增加（見表2-1），此后因干旱而迅速減少，至亞熱帶森林地帶又突然增多，及至赤道雨林地帶其植物殘體的堆積量達到最大。這種有規律的變化顯然是受光熱支配的結果。從植物殘體的分解能力看，從寒帶向熱帶逐漸增加，其間以溫帶、亞熱帶荒漠帶分解力最大，顯示出溫度對植物殘體的分解影響。水熱組合的地帶分布特點與泥炭類型和分布呈現強烈的相關性。

在接近北冰洋永凍土苔原地帶，因為氣候寒冷，降水量少，地表冷濕，所以盡管泥炭沼澤面積廣，但泥炭層積累很薄，造炭植物以中營養和富營養的植物群落為主。在寒溫帶濕潤針葉林地帶，氣候冷濕，植物殘體分解緩慢，是世界上泥炭資源發育最廣泛、面積最大、泥炭積累速度最快、泥炭質量最好的地帶。造炭植物類型以貧營養的蘚類植物為主，是國際園藝泥炭市場的主要資源來源。進入中溫帶和暖溫帶，氣候溫和，蒸發量大于降水量，濕度趨干，泥炭沼澤面積明顯減少。只有在地下水源豐富補給和具有穩定積水條件的特殊地貌部位才能形成具有工業價值的泥炭礦產。而這樣的水文地貌條件下形成的泥炭，因為受地表水水質影響，造炭植物群落必然以富營養草本植被為主，加上地表水源供應不如寒溫帶氣候區那樣穩定，所以所形成的草本泥炭具有鮮明的富營養、高分解、高腐植酸特點。我國絕大部分國土處在中溫帶和溫帶地帶中，氣候條件不利于泥炭積累，造成我國很少發育積累貧營養蘚類泥炭，但廣泛發育富營養草本泥炭。由于我國國土遼闊，自然環境差異巨大，具有草本泥炭發育的環境眾多，泥炭總儲量巨大，所以我國仍然屬于泥炭儲量較豐富的國家之一。到了熱帶雨林地區，雖然植物殘體分解加快，但由于有機質生長速度更快，也導致大量泥炭積累，這就是在印度尼西亞和馬來西亞大量熱帶木本泥炭發育的主要原因。

濕度對植物的生長和微生物的活動以及泥炭地的發育發展同樣具有重要意義。當年平均降水量超過年平均蒸發量時，泥炭地就可以得到廣泛的發育，所以在寒溫帶針葉林地帶形成了泥炭強烈堆積區。如果濕潤系數很大，不僅低洼地易于發育泥炭沼澤，甚至在正地貌上也可以形成泥炭沼澤，如在愛爾蘭、英格蘭和挪威的西海岸可以見到大量披蓋式泥炭沼澤廣泛發育，由于這樣的泥炭地營養主要來自降水，所以絕大多數植物群落是貧營養的，所形成的泥炭都是貧營養蘚類泥炭。

濕度影響微生物的活動強度。一般在濕度超過土壤最大持水量的60%～80%時，微生物的活動就會嚴重受到抑制（坂口豐，1982），當土層中的水分達到飽和時，則完全阻礙空氣進入土壤，造成土層缺氧，抑制土壤中的微生物區系擴大和生命活動，阻礙有機質的氧化和生物化學作用，使植物根部呼吸發生困難，抑制中生、旱生植物定植和擴展，促進濕生、沼生植物繁衍，有利于造炭植物的生長和泥炭的積累。除此之外，水分和濕度還控制和決定造炭植物群落組分、分布和生物生產量。伊萬諾夫（1957）和皮雅夫欽科（1959）研究發現，如果土壤潛水位經常高于根系分布深度，樹木便會停止生長，而草本植物和苔蘚植物會侵入生長。三江平原廣闊原野上除了地勢相對略高的局地生長了島狀林之外，地勢平緩地帶則全部生長草甸和沼澤植物，也是濕度選擇的結果。在泥炭地內部，因為濕度條件的不同，植物呈帶狀分布，從泥炭地中心到邊緣，植物群落組成依次是沼生植物、濕生植物、草甸植物、中生植物，直至過渡到旱生植物。這種濕度的差異，直接影響了泥炭地對植物殘體的保護能力，造成泥炭地不同部位泥炭品位的明顯差異。

全球泥炭的礦產分布既具有緯度變化規律，也有經度變化規律，即由極地到熱帶依次為寒帶濕潤弱泥炭堆積區、寒溫帶濕潤貧營養強泥炭堆積區、暖溫帶弱泥炭堆積區和熱帶雨林強泥炭堆積區；從海洋到陸地的經度方向上，隨著大陸度增強，泥炭積累減少，即沿海多于內陸，反應在垂直地帶性上，泥炭地的分布高程由低向高變化，距海越遠，泥炭分布高程越高。

了解控制泥炭成礦的水熱因素與泥炭分布規律關系，可以為泥炭國際貿易和泥炭資源全球配置提供科學依據。由于寒溫帶處于泥炭強積累區，泥炭地營養來源以大氣降水為主，氣候條件有利于泥炭積累，泥炭類型也以蘚類泥炭為主，是我國急需的高品位蘚類泥炭的主要來源。我國位于中溫帶和暖溫帶的泥炭弱積累區，泥炭的發育和積累依靠地下水出露和地表水補給，礦質營養豐富，所以主要發育和積累低位草本泥炭，蘚類泥炭礦產儲量極少。市場所需要的高質量蘚類泥炭，只有從國外大量進口，別無他策。由于北溫帶泥炭強烈積累區水熱條件適于泥炭礦床形成和發育，導致泥炭沼澤廣泛發育和泥炭的強烈積累。在這些有利條件下即使泥炭開采完畢，開采跡地只要稍加平整，排水去路封閉，泥炭沼澤很容易重新建立起來，泥炭積累和成礦過程就重新開始，泥炭沼澤重建可能不是一件需要耗費巨資的工程。而我國地處中緯度地帶，蒸發量大于降水量，泥炭積累的水熱條件不利，不利于泥炭沼澤的廣泛發育，只有丘陵溝谷地下水出露地帶或者是平原區的廢棄河道穩定集水區的局部地段才有泥炭發育和積累。由于我國泥炭以地表水、地下水為主要營養來源，所以我國泥炭主要以草本泥炭為主，蘚類泥炭只在大小興安嶺和長白山地有少量發育，且大多交通不便，保護嚴格。由此可見，我國泥炭沼澤完全依靠地下水、地表水的穩定程度，只要地下水、地表水資源稍有變化，即可對泥炭沼澤發展積累進程產生直接影響。所以，從泥炭地保護條件來講，我國泥炭沼澤更容易受到外部環境變化而改變發展方向，受供水條件改變造成的泥炭沼澤退化更嚴重，恢復重建更艱難，需要投入的資金、人力、技術更大。從這個意義上來說，我國應該現實地、科學地定位自己的保護責任，不能不計成本和氣候區域條件就承擔與寒溫帶泥炭強烈堆積地區相同的國際責任，在水熱條件不穩定的中緯度地帶，泥炭積累強度、積累潛力和所需時間不可能與寒溫帶相提并論，我國的泥炭成礦環境是脆弱的、易變的，重建是艱難的，這是制定泥炭開發和保護政策時政府必須認清的現實。

二、地質地貌條件

地質條件對泥炭礦床的控制作用主要表現在新構造升降運動、巖石地球化學成分以及斷裂破碎造成的水分補給對泥炭成礦的間接影響。新構造運動既影響地表形態變化，又影響地表侵蝕和堆積強度，從而影響礦區水文地質狀況。地表形態與地表巖性的不同，也勢必引起水熱組合條件發生復雜變化，制約著泥炭沼澤的發育和分布。

新構造運動對泥炭成礦作用的影響是因地殼沉降上升對地表形態變化和地表侵蝕和堆積強度的控制作用，從而通過左右水文地質條件，直接或間接地控制水熱條件方式，制約著泥炭的形成和發展。沉降運動所產生的斷裂或節理容易受到風化剝蝕而擴展為洼地，利于水源的聚集，提供了泥炭地的有利地貌和水文條件，成為泥炭成礦場所。同時，構造運動的幅度、速度、頻率等也影響著泥炭成礦過程、礦層的層數和厚度。由于泥炭形成歷史大多為數千年到1萬年，而一般的構造運動需要動輒上百萬年、千萬年的時間跨度，地質條件對泥炭成礦作用的影響主要來自地質背景和巖性條件。在長期下沉地區，地表處于堆積狀態，地表低平，水流漫散，易于形成有利的泥炭成礦地貌條件。如果地殼下沉速度與泥炭積累速度接近，則泥炭沼澤的地表水分狀況和植被類型以及分解速率將會保持穩定，就可能形成巨厚的泥炭礦床。如果地殼下沉速度大于泥炭積累速度，就會發生泥沙掩埋，造成泥炭沉積間斷，出現夾層現象。而在地殼上升區，地表易于形成侵蝕切割地貌條件，積水條件不穩定，不利于泥炭形成和積累。

地貌形態是決定和引起水熱分配及組合變化的重要因素，而地貌形態對泥炭形成和發育的影響在不同地貌類型中的反映是不同的。泥炭主要在負地貌部位發生發育，特別是冰川冰緣地貌對泥炭沼澤的發育形成十分有利，流水地貌中的間歇性流水和經常性流水塑造的各種洼地也是發育泥炭沼澤的有利場所。濱海地貌常在沙壩間、瀉湖等地段形成穩定的成礦條件。構造運動的升降起伏和氣候作用決定了第四紀地層的厚度和巖性分異，在負地貌區沉積了粉沙黏土、黏土或亞黏土層，創造了較好的積水條件，利于積水發育泥炭沼澤。地貌對泥炭成礦作用的影響還體現在礦床礦體形態上，地貌是泥炭礦床或礦體的圍巖，地貌形態控制著礦床礦體的形態。平坦的基底，往往形成巨大面積的泥炭礦床，曲折回轉的牛軛湖則決定了泥炭礦體的形態是礦體狹長、寬度狹窄的線條狀，蝶形洼地上發育的泥炭礦床大多呈鍋底狀形態。了解圍巖對礦床形態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。

泥炭地地表因水分條件的差異，不僅會造成成礦作用變化，表現出成礦條件和成礦強度的變化，還會產生不同微地貌類型。泥炭成礦過程中由于生物成礦作用，會在泥炭地表形成不同形態的微地貌，這些微地貌條件既是泥炭成礦條件作用的結果，反過來又對泥炭成礦過程起到正負反饋作用，加重或減弱泥炭發育和積累強度，加強或減弱泥炭地環境效應和功能。從表2-2可見，不同泥炭礦床地貌類型中，地貌形態對水分分配起到重要的分配作用，而不同形態微地貌又對泥炭成礦產生直接和間接的影響。

決定泥炭礦床發生發育的重要因素是礦區補水保水條件。礦區水分的積累和分布很大程度上取決于基底的機械組成。礦區存在一定厚度的不透水層，是保證礦區保水滯水能力的重要基礎。礦區周圍存在一定涌水能力的含水層，是泥炭發育水分的重要穩定來源。穩定的地下水供應，比地表水的間歇性供應更有利于泥炭發育。

三、水文情勢

水文因素是泥炭地成礦的重要控制因素，水文因素必須與地貌條件緊密配合，水文補給方式、頻率、補給量以及水化學性質都直接或間接地控制和影響泥炭成礦過程，制約著泥炭礦的規模和質量。水文情勢是泥炭成礦區域內各種水文要素的時空變化狀態，包括降水、蒸發、匯流、下滲、外流、水位等指標的時空動態。泥炭沼澤的水文情勢既受氣候帶的影響，更受局地環境對水熱資源分配的制約。因此，泥炭地分布既具有地帶性的趨勢，也有非地帶性的特點。

地帶性大氣降水和蒸發比值制約著泥炭沼澤的分布區域，全球兩個泥炭沼澤集中分布帶是沿緯線延伸的寒溫帶針葉林和赤道雨林帶，這兩個地帶都是降水豐富和潛水埋藏淺的濕潤地帶。其中俄羅斯的泰加林帶平原遼闊，沖積、洪積和坡積潛水豐富，大氣降水和冰雪融水形成的地表徑流匯集在各種平坦低洼地形上，難以外泄，所以地表水淹水頻率大多超過半年，常年積水深度在10～20cm左右。豐富的降水和地表積水的穩定造成本區泥炭沼澤發育廣泛、類型眾多。泥炭積累速度快，泥炭礦層深厚。赤道雨林地區同樣降水豐富，成礦區域水源豐富，滿足了泥炭地長期積水的環境要求，使植物生長旺盛、分解緩慢，從而使泥炭快速積累。

從泥炭發育地域的水分條件看，泥炭沼澤既可以在冷濕的條件下發生發育起來，也可以在高溫高濕的條件下發生發育起來，只要水源充足，且地表長期為水飽和，適宜的造炭植物就會侵入，泥炭地就必定發育發展起來。在冷濕的寒溫帶氣候區，大氣降水已經能夠滿足泥炭發生發育的基本條件，水文條件有利于泥炭形成和積累。所以，可以在各種地貌部位經歷水體沼澤化或陸地沼澤化過程積累貧營養的蘚類泥炭。在這樣的水文氣候條件下，即使泥炭開采完畢，遺留的開采跡地也會迅速地恢復沼澤化過程，繼續進行泥炭積累。由于我國地處中緯度地帶，總體水熱條件對泥炭成礦不利，只有在地表水源豐富穩定、水中攜帶營養豐富的山區、山區平原交界和平原區的河流廢棄河道中才有大面積泥炭地發展擴展，因此我國泥炭地成礦具有鮮明的地域特色和類型特色。在我國的三江平原地區，在河漫灘上、階地上以及湖濱上分布著大面積沼澤濕地，其水源補給主要有河川泛濫、地表徑流和大氣降水，由于地表低平、排水不暢，造成地表積水或過渡濕潤，形成大面積沼澤濕地。特別是撓力河中段河漫灘寬廣，最寬達34km，來自山區和撓力河上游的豐富徑流給河漫灘帶來豐富水源。由于該區坡降平緩，水流漫散，排水不暢，造成沼澤發育極為廣泛。但是，盡管本區水源豐富，由于本區沼澤蒸發量遠遠大于降水量，地表徑流供給的水源具有明顯的季節性特點，干濕交替明顯，水文情勢中的淹水周期、淹水頻率和淹水深度三個指標無法滿足泥炭積累所必需的常年穩定積水的要求，所以本區泥炭面積遠遠不及估算的面積大，只有在積水穩定的牛軛湖、舊河道、深洼地和山區溝谷地帶才有較多的泥炭積累。

四、生物群落

泥炭地是一個生物化學主導的成礦系統，各種成礦因子是泥炭地成礦的外因，濕地生物生產和分解合成是泥炭地成礦的內因，成礦因素通過濕地生物起作用。濕地植物的生存和生長與環境關系密切，在植物生長過程中，從環境中吸收必需營養，成礦環境對造炭植物群落類型和生物生產量起決定性的作用。同時植物也對成礦環境產生直接的反饋作用，對環境產生影響。造炭植物在對環境的適應中，形成了特殊的形態結構以及生態習性。因此，每種造炭植物只能在它所適應的環境里生活，使造炭植物與成礦環境之間形成了相互影響、相互制約、對立統一的辯證關系。

泥炭的形成是死亡植物殘體分解與分解產物再合成的過程。在嫌氣無氧環境中，植物殘體破碎軟化，一些分解產物在微生物作用下重新合成腐植酸，從而使泥炭具有其他有機物缺少的特殊性質，成為重要的礦產資源。含碳物質的分解和再合成是微生物活動的結果，因此，控制泥炭礦中微生物數量、組成、活性的環境因子對成礦作用的強弱起著重要作用。由于泥炭地中不同空間位置的水、熱、營養、通氣條件的差異，導致泥炭礦中不同位置微生物數量、組成和活性的差異，由此控制泥炭地不同位置含碳物質的保護能力的差異，表現為泥炭品位的空間變化。

對森林沼澤、蘚類沼澤、草本沼澤三種泥炭地的植物生產量和泥炭堆積量的測驗研究表明（Reader，1972），不同沼澤植物生長量和殘存量極不相同，其中以泥炭蘚沼澤的一年內殘存量最多，有機體損失最?。ū?-3）。說明不同植物群落的生產量和殘存量因環境的差異和植物抗分解的能力不同而不同，導致泥炭的積累速度也不相同。從泥炭積累量看，泥炭蘚積累量最少，邊緣洼地堆積量最高，這可能與堆積時間、分解度不同有關。積累時間越短的，泥炭的積累率越高。

土壤微生物和土壤動物包括細菌、放線菌、真菌和一些小型土壤動物，是沼澤生態系統中的分解者。細菌和真菌能分泌消化酶，把動植物殘體中的有機物變成可溶狀態，然后被植物吸收利用。通過這一過程，有機物被分解成無機養分，返回于環境之中。一些小型土壤動物如線蟲、蚯蚓、薊馬等在動植物殘體分解過程中也起著重要作用，它們與細菌、真菌一起加速了生物殘體的分解與轉化，對沼澤生態系統中物質轉化、能量流動起著重要作用，制約著沼澤類型的分異和演替。由于微生物對生態環境變化比較敏感，沼澤土壤微生物主要類群的組成和數量變動也是表征沼澤類型性狀的重要指標。從不同沼澤土壤類型微生物的數量和組成看，無泥炭的礦質沼澤土層中各層次中微生物數量均大于泥炭沼澤，其中好氧細菌高出0.2倍、放線菌高出0.4倍、真菌高出2倍，土壤中好氧纖維分解菌、芳香族化合物利用菌、鐵還原菌數量均大于泥炭沼澤土壤，只有反硫化細菌的數量小于泥炭沼澤土壤（表2-4），這符合泥炭沼澤土壤還原性強、通氣不好、反硫化細菌數量少的一般規律。

從表2-4可以看到，沼澤環境距某物種最適條件越遠，該物種的數量越小，生態位值越低。泥炭沼澤長期積水，通氣性差，介質酸性強，地溫低且上升慢，造成好氧細菌數量降低，但利于厭氧細菌和反硫化細菌的數量及活性增加。同樣，泥炭沼澤的生態條件由于通氣性差，也不利于放線菌的生長和繁衍，因此表現出泥炭沼澤的放線菌和真菌數量總體上低于礦質沼澤。氧的缺乏可能是真菌實際上很少存在于未經排水的泥炭沼澤的主要原因。Wakesman和Steves對美國一個低位泥炭沼澤土壤樣品的微生物學分析也證明了這一點。礦質沼澤則由于積水不穩定，氧化還原條件更迭頻繁，比泥炭沼澤更利于多種微生物的增殖。在漬水的礦質沼澤中，真菌數量也可能降低到泥炭沼澤的程度，但水分一經排干，真菌便迅速恢復。在礦質沼澤的良好通氣和水分條件下，較有利于好氧菌如纖維分解菌、芳香族化合物利用菌和鐵細菌等的增殖和發育，從而促進了礦質沼澤中纖維素、半纖維素、木質素的分解，也有利于土體中變價元素如鐵、硫、錳等的轉化，加快了礦質沼澤中物質轉化和能量流動及土壤剖面的發育。兩類沼澤土壤中真菌區系種群組成鑒定結果表明，盡管在真菌數量上二者相差懸殊，但其真菌優勢類群卻基本相似。兩種沼澤真菌優勢類屬中，木霉屬的出現頻率最高，一般占35%以上。兩種沼澤真菌優勢類屬的差異，主要表現在泥炭沼澤中發現了青霉屬（Penicillium sp.），而礦質沼澤中未發現，這可能與兩類沼澤的生態環境有一定關系。此外兩種沼澤土壤微生物數量隨土壤深度增加而減少。不論哪個季節，土壤微生物數量的表聚性都很明顯，這表明草根層是沼澤生態系統中物質轉化和能量流動最活躍的層位，土壤微生物在其物質能量交換中起著重要作用?？偟膩砜?，兩種沼澤土壤中各種微生物的數量均有明顯的季節變化，一般以夏、秋兩季較高，冬、春兩季較低。

泥炭沼澤和礦質沼澤的微生物數量存在差異，導致在植物殘體的分解和轉化途徑上也存在重大差異。礦質沼澤微生物數量多，活性大，尤其是放線菌和真菌數量較多，有利于死亡植物殘體的迅速分解，加速各種生命元素的地球化學循環，不利于有機質的積累和泥炭的形成。泥炭沼澤微生物數量少、活性弱、還原作用強烈，不利于植物殘體的分解，有利于泥炭的轉化和積累。這是生物因素對沼澤分異和泥炭積累的直接作用。

濕地土壤中的微型動物數量也因其環境的脅迫作用而較低，濕地中常見的土壤動物有35類，隸屬于3門、7綱、13目、22科。大型土壤動物20類，其中優勢類群（個體數占總個體數10%以上）3類，常見類群（個體數占總個體數的1%～10%）8類；中小型土壤動物26類，其中優勢類群3類。在不同濕地類型中，因漬水還原條件的差異，土壤動物的差異也較明顯。各景觀中，無論是大型還是中小型土壤動物的類群數與個體數量（占總數量的百分數）均以沼澤化草甸為高，表明該景觀的環境條件最適宜土壤動物生存和繁衍。而在最濕的蘆葦沼澤和最干的農田，土壤動物的類群數個體數量均為低值。土壤動物生物量表現出表層高于下層的特征。沼澤化草甸土壤動物的多樣性與均勻性最高而優勢度最低，說明了相對干的環境中土壤動物類群的不穩定性和個體數量的高度集中性。大型土壤動物與中小型土壤動物相比，表現出較大的差異性。多樣性與均勻性以蘆葦沼澤為最高而優勢度最低。在其他景觀中廣泛出現數目較大的線蚓、線蟲和蟻類在該景觀中沒有或極少分布。蘆葦沼澤積水較深及酸度較高的環境，形成以鞘翅類昆蟲、雙翅類幼蟲、跳蟲和蜘蛛為主體的穩定而特殊的土壤動物群落。另外，能疏松土壤、增加土壤肥力、使土壤形成良好結構的線蚓、蚯蚓等在蘆葦沼澤和農田中幾乎沒有分布，而較多地分布在沼澤化草甸中。從土壤動物的垂直分布看，無論是大型還是小型土壤動物，其類群數、個體數量與生物量均表現出表層大而下層小的特征（見表2-5）。

五、時間因素

時間和空間是物質運動的基本形式，一切運動的物質都有其時間和空間的存在形式，也只有在一定的時間空間中才能存在、運動和發展。時間是物質運動的順序和持續，空間是物質運動的外延和發展。任何物質都有一定的范圍以及同其他物質的位置關系。泥炭物質的來源是大氣中的二氧化碳，二氧化碳是在泥炭沼澤的特殊環境中，通過植物和微生物的生命活動，經過一系列復雜的合成分解過程，將隨機混亂分布的二氧化碳和水建構起層次分明、富集獨立的泥炭礦床。這種在太陽能驅動下的含碳物質運動，既包括了礦體在垂直和平面空間上的增厚和擴展，不斷改變礦體與周圍環境的相對關系，同時也包含了泥炭礦體從起源到擴展、直到頂級階段的歷史過程。考察時間對泥炭礦床的控礦作用主要從泥炭垂直方向上的積累率和從平面狀態的擴展率來進行。

泥炭礦是一個生物源導入的歷史自然體，有其發生發育發展直至衰亡的過程。泥炭控礦條件為泥炭發生發育提供了環境，泥炭礦儲量要達到具備開發利用價值的工業規模，則必須經歷數千年到1萬年左右的時間。在這數千年的時間長河里，如果控礦條件維持穩定，則泥炭地將形成連續完整的礦層，并且隨著泥炭層增厚，泥炭礦床面積也在不斷擴展，礦床規模不斷擴大。但是，泥炭礦層在不斷加厚、礦體不斷擴展的同時，泥炭地也會對成礦環境產生反作用，泥炭地積累環境發生相應的變化。例如，礦體加厚了，礦床地表高程與礦床周邊地面高程會產生相對變化，水分進入泥炭礦床的量和質也會發生改變，由此造成泥炭地地表植被組成的改變，進而制約著泥炭物質輸入量和分解動力的變化。如果泥炭地厚度增長到一定程度，泥炭地含碳物質輸入量就將達到與分解量相平衡的狀態，泥炭地就將進入平衡-衰亡期。因此，時間對泥炭礦床的影響告訴我們，任何泥炭礦床都有起源、擴展和平衡衰亡的歷史過程，我們所看到的泥炭地只不過是泥炭成礦運動歷史的一瞬，如果我們的研究工作能夠探知泥炭地所處的歷史階段和對周邊環境的關系，我們就能對泥炭地開發利用、保護提出精確科學的建議。

泥炭的形成和積累是泥炭沼澤發育的最基本形式，對沼澤的發育、發展起著決定性的作用。泥炭積累速度取決于植物生產量和分解量的平衡，只有在每年植物生產量超過分解量時，才有泥炭的形成和積累。考察時間對泥炭成礦的影響，學術界通常采用泥炭積累率（或堆積率）和累計量兩種方式表示（張則有，2001）。前者用單位時間里泥炭積累的垂直厚度表示，單位為mm/a。后者用單位時間、單位面積泥炭堆積的數量表示，單位為g/（m²·a） 或kg（t）/（hm²·a）。在開展泥炭研究之初，泥炭積累率采用泥炭地中松樹樹干生長與造炭植物生長的關系測定，其結果為3.3～4.9mm/a。因為此方法只適于表層泥炭積累率測定，此層的植物殘體尚未泥炭化，因此數據結果明顯偏高（張則友，2000）。在放射性碳測年技術沒有成熟之前，杜爾諾（1961）、韋伯（1967）、瓦爾克（1971）等采用孢粉分析對深層泥炭積累率進行測定分析，結果顯示，全新世泥炭積累速度為0.12～1.9mm/a。這種方法由于孢粉分析不能得到絕對年齡，加之氣候周期的局限性，實用范圍很小。放射性測年技術發展起來之后，使泥炭積累率測定精度有了明顯提高，與孢粉分析方法相結合，還可以分析泥炭積累的古氣候、古地理環境。此外，根據造炭植物殘體中纖維素分解釋放出二氧化碳所放出的能量，趙谷華1983年提出以植物殘體的耗失量測定泥炭的積累率和泥炭化作用時間。根據各國泥炭積累率研究結果，世界各地不同時期泥炭積累速度差異很大（表2-6）。

表中泥炭積累速度差異既有泥炭積累環境的原因，也有計算方法和計算依據的偏差，給人們提出了尋找更可靠評價指標的要求。近年來，由于對大氣二氧化碳濃度增加和全球變暖的關注，對泥炭積累率研究增多，表達方式趨向于使用單位面積單位時間的碳素積累率方式。對最近300年以內泥炭中碳積累率變動研究表明，積累率變幅因泥炭地類型和泥炭分解程度的不同變化在10～300g/（m²·a）（Tolonen，et al，1996）。Turunen 研究了芬蘭1302個泥炭剖面數據，證明在未排水現代泥炭地的積累率為18.5g/（m²·a）。加拿大、俄羅斯西西伯利亞積累率為20g/（m²·a）和17.2g/（m²·a）（Turunen， 2000），芬蘭采用測地雷達、無線濕度、電導、溫度探頭和82個放射性碳計年方法，研究了芬蘭2個高位泥炭的橫向、垂向擴展速度。其平均碳素積累率為8.0～20.5g C/（m²·a）。證明了大氣碳向泥炭地的凈轉移趨勢，高位泥炭地的含碳物質積累率遠遠高于低位泥炭地，確認了北半球泥炭地對全球的重大意義。

從泥炭積累率研究結果看，由于氣候的空間差異和時間上的變化，泥炭積累速度在同一時期、同一氣候帶內是相似的，而同一時期不同氣候帶的泥炭積累速度則不相同。同一氣候帶，積累時期不同也會有很大差別。多數研究結果認為，全新世晚期氣候溫涼濕潤，對泥炭積累有利，所以泥炭積累速度最快。全新世中期氣候溫暖濕潤-溫涼干燥，對泥炭積累不利，所以泥炭積累速度最慢，不足全新世晚期的1/3。全新世早期氣候冷溫干燥，泥炭積累條件介于全新世中、晚期之間。這個推斷結果與實際情況有很大差異，因為底層泥炭形成后，仍然處于緩慢分解過程中，全新世早期的泥炭因形成時間早、泥炭經歷分解時間長，因而泥炭分解細碎，殘留量相對較少，表現在泥炭積累速度就低。全新世晚期的泥炭形成時間短，經歷分解時間少，殘留率高，因而在同樣時間長度內，泥炭積累率數值必然比下層的高，顯示出全新世晚期泥炭的高積累率。泥炭剖面是由不同年齡的泥炭層交替疊置而成，以不同厚度泥炭的年齡差計算出的泥炭積累率在表征和對比不同地區、不同類型、不同層位的泥炭積累差異時，就會出現許多問題。特別是泥炭年齡的測定結果是隨機的，很難有相同時間段泥炭層數據可以相互對比。不同泥炭地相互比較時，只有采用相同時間段或相同積累期的泥炭積累率數據相互比較才有意義。傳統泥炭積累率因為是通過現存泥炭厚度所經歷的積累時間計算的，因而又稱為表觀積累率（IMCG，2000），它只可以大致地表達從泥炭積累以來到現在的泥炭積累率，因為不是泥炭的真實積累率，所以絕對不能用不同層位的積累率計算數據來對比不同泥炭地的真實積累率。

從泥炭積累過程看，如果含碳物質輸入泥炭層后，不經歷任何分解，那么泥炭層中的含碳物質積累就應該呈線性，它是每年輸入泥炭中的含碳物質總和。由于泥炭過程也伴隨著少量分解，泥炭積累是輸入量大于分解量的結果，因此泥炭積累是一個指數增長過程。曲線的弦LORCA是泥炭長期表觀積累率，即通常所說的泥炭積累率，它表示泥炭自積累開始到現在每年的泥炭積累量。泥炭積累曲線的斜率則是泥炭積累過程中的各個此刻泥炭的瞬間積累率，它表示了聚碳系統在不同時刻的泥炭真實積累率。因為它準確地表達了泥炭物質輸入、分解與積累的關系，可以真實地反映不同泥炭地、不同時期的實際泥炭積累率。