第二节　泥炭成矿过程

成矿过程是在各种有利成矿条件下，矿物矿体经历一系列物理、化学、生物学和地质作用，聚集形成具有工业价值矿产的过程。泥炭成矿过程由成矿途径、物质积累、性质转变、能量转化四个基本过程组成，泥炭成矿过程是一个从无序走向有序的自然过程。研究泥炭成矿过程、积累规律、性质转变和能量聚集，对认识泥炭矿床地质特征、分析泥炭矿体地质条件、合理利用泥炭资源、科学保护泥炭沼泽，具有重要的现实意义。

一、泥炭成矿途径

泥炭成矿是在有利控矿环境下从非泥炭沼泽演变为泥炭沼泽的地表过程，是泥炭矿形成发育的基础。由于初始控矿条件不同，所以泥炭成矿途径和成矿结果必定不同，由此控制和决定着泥炭积累的品位和矿床规模。根据泥炭成矿途径受水体的影响程度和初始物质来源与物质积累方式的不同，可以将泥炭成矿途径划分为水体沼泽化和陆地沼泽化两大类型。不同成矿途径具有不同的成矿环境、物质来源和物质积累方式，因而具有不同的泥炭矿规模、品位和利用方向。

（一）水体沼泽化

水体沼泽化是泥炭积累的重要途径之一。水体沼泽化主要发生在湖泊、水库、河流等陆地水体。但是并不是所有水体都具备水体沼泽化的条件，水体沼泽化只有在水的深度不大、波浪较小、水温适宜、含盐度低的条件下才能进行。咸水湖或碱水湖因盐分较大，植物生长困难，泥炭沼泽化则难以发生。有些大型的构造湖、火口和吞吐湖，因水深岸陡，波浪剧烈，水位变幅显著，植物生长困难，也难以实现泥炭沼泽化。一些河流由于水流湍急，边岸陡峭，冲刷强烈，水位变化强烈，也不利于植物生长和泥炭沼泽化的进行。

在水体沼泽化中，又有缓岸湖泊沼泽化和陡岸湖泊沼泽化两种，见图2-1。两种水体泥炭化过程在植被带推进过程和物质组成上都有一定差异。

1.缓岸湖泊沼泽化

缓岸湖泊沼泽化是从边缘开始的。首先在岸边浅水带生长挺水植物，因水深不同，挺水植物群落呈带状或同心圆状有规律分布，向湖心逐渐生长沉水植物。注入湖泊的水流所携带的泥沙淤积和死亡植物残体的堆积，使浅水带逐渐向湖心推移，沼泽植物也向湖心蔓延，最后整个湖泊长满了沼泽植物。

2.陡岸湖泊沼泽化

陡岸湖泊沼泽化是从水面植物繁殖过程开始的。在背风侧的湖面生长着长根漂浮植物，它们根茎交织，常与湖岸连在一起，形成较厚的漂浮植物毡，俗称漂筏。随着植物不断繁殖、生长，浮毡逐渐扩大，厚度增加，浮毡下部的植物残体在重力作用下脱落湖底，年积月累，使湖底变高。浮毡布满水面，但与湖底之间尚存在水层，随着时间推移，湖底泥炭堆积愈来愈厚，直至水层消失，两者相接，湖泊最后演化为沼泽。漂浮植物毡布满湖面需经历长期的演化过程。初期由于风浪作用，往往使浮毡碎裂，小块漂筏像绿色小舟，随风漂游散布在湖中；沼泽化后期，各漂浮植物毡逐渐扩大，彼此结合，布满整个湖面，但在个别接触处还有局部明水，称为湖窗。此外，因漂浮植物种属不同，以及受其他因素影响而造成生长状况的差异，使浮毡厚薄不均，薄层地段人畜行走其上，有沉陷危险，在东北地区把这种现象叫作“大酱缸”。当年中国红军长征走过的“草地”中，有些沼泽就是“人陷不见头，马陷不见颈”的漂筏沼泽。

陡岸湖泊沼泽化在中国东北和西南地区以及西北内陆地区的一些湖泊都可看到。此外，人工湖泊——水库，也可以沼泽化，在岸边形成漂筏层。上面所举的都是湖泊正在沼泽化的例子。由昔日的湖泊演变为沼泽的可通过地貌形态特征的观察以及植物孢子花粉和残体的分析鉴定证明。

3.河流沼泽化

在流速缓慢或水流停滞的小河或河流的个别河段，在岸边甚至到河心，常见到水草丛生的沼泽化现象，其发育过程大部分与湖泊沼泽化相似。如三江平原的一些河流，由于地势低平、坡降很小、水流缓慢、河道弯曲、水草丛生，具有沼泽性河流的特点。沼泽化河流的泥炭层一般较薄，有的地段没有泥炭堆积，这是因为死亡植物未完全分解的残体在缓慢流动的河水中被冲走的缘故。

（二）陆地沼泽化

如果说水体沼泽化对生态环境的变化是由水趋陆的过程，那么陆地沼泽化恰恰相反，是在不断增强湿地生态环境。陆地沼泽化过程主要有以下三种。

1.草甸沼泽化

由于大气降水或河流泛滥，地面季节性积水或土壤季节性过湿，发育了草甸植物群落。在地表水和地下水作用下，土壤孔隙长期被水填充，通气状况恶化，造成厌氧环境，并引起土层严重潜育化，死亡的植物残体在厌氧条件下，分解非常缓慢，使地表形成的草根盘结层加厚。草根层具有很强的蓄水能力，进一步加强了地表湿润程度，致使大量的喜湿植物侵入。随着沼泽化过程不断发展，土壤营养元素不断累积在未分解的植物残体中，使土壤灰分元素渐趋贫乏，要求营养成分不太高的沼生植物逐渐取代了湿草甸植物，最后演变成沼泽。如三江平原的平原面上的沼泽区，大部分沼泽是由于地势低平、降水宣泄不畅、地表积水过湿、草甸植物逐渐演替为湿生植物而来。总之，草甸沼泽化过程是草甸过度湿润导致土壤严重潜育化形成的厌氧环境以及植物残体强烈的蓄水能力共同作用的结果。

2.森林沼泽化

在我国高寒山区森林带，特别是寒温带、温带的针叶林和针阔叶混交林带，常有面积不等的沼泽分布其间，有的镶嵌在林海中间，有的分布在林下，严重影响树木生长和更新。在一般情况下，森林是不易发育沼泽的，只在森林采伐迹地或火烧迹地才能看到沼泽化现象。因为树木消失后失去了巨大的吸水能力，破坏了土层的水分平衡，使土层过湿或地表积水，导致迹地沼泽化。在季节冻土时间长并有永冻层分布的山地，水分下渗困难，地表过湿，也容易引起林地沼泽化。林下沼泽或林间空地的沼泽不断向四周扩展，恶化了树木的生长环境，造成树木大量死亡而形成“站杆”，或因限制了树木的正常发育，出现树木枯梢、生长缓慢现象，使树木变成矮小的“小老树”。这种现象，在大、小兴安岭和长白山都可以看到。

3.冰缘沼泽化

在无冰川覆盖但又受寒冷气候影响和以冻融作用为主的冰缘地带，由于地下冻层存在造成地表积水无法下渗，导致地表过湿，形成沼泽。冰缘沼泽化在寒温带地区广泛分布，在我国只有大兴安岭局部地区可以发现。

二、泥炭成矿作用

从死亡植物残体演变为泥炭，需要经历生物化学分解和生物化学合成两个重要阶段，由此产生泥炭独特的物理、化学和生物学性状以及不可替代的特殊功能。

典型泥炭剖面由两个重要层位组成：地表10～20cm的活性层（acrotelm）和下面的惰性层（catotelm）。活性层对应中文的草根层或泥炭形成层，即造炭植物根系生长生活的地方，泥炭积累的植物残体就是在这个层位生长生活直至衰老死亡，倒伏地表，回归自然。一个泥炭地如果活性层受到影响和破坏，泥炭的积累就无从谈起。由于地表水一般不能淹没活性层，整个活性层基本处于好氧状态，所以栖息和活动的微生物主要以好氧细菌、放线菌和真菌为主，分解力强大，分解产物相对彻底。泥炭地的惰性层位于活性层之下，常年地下水位能够淹没或充满惰性层，因此惰性层的植物残体分解以厌氧分解为主，分解强度较弱，分解效率较低。因此，从活性层转来的植物残体在此处逐层积累起来，形成泥炭矿体。

在活性层的好氧条件下，植物残体遭受彻底分解，转化为二氧化碳和水，只剩下矿物质残留，这个过程称为灰烬化作用。我国很多矿质湿地不能形成泥炭积累的重要原因就是植物残体在水分不稳定的好氧条件下遭受彻底分解的灰烬化作用。

植物遗体在地表活性层好氧微生物作用下，腐朽变干，但随后积水突然增加，使植物残体迅速沉入水底，植物细胞壁中的木质素和纤维素在微生物参与下脱氢、脱水，碳含量增加，植物遗体迅速转入弱氧化或还原环境中，或被上层植物残体覆盖后中断氧化作用，免受进一步的腐败而转化为丝炭的过程称为丝炭化作用，丝炭化作用形成的泥炭将进一步转化为镜丝煤等。

在有些沼泽中，地表水流比较通畅，氧化环境稍弱，植物残体中的纤维素、木质素等大部分有机组分被微生物破坏，形成二氧化碳和水，只有比较稳定的角质层、树皮、孢子、花粉、树脂等有机组分在底部残留富集起来，形成各种光泽暗淡的残植泥炭，这个过程称为残植化作用，残植化作用形成的泥炭在后续转化中可以形成残植煤。

在水流停滞的湖泊泡沼厌氧环境中，藻类遗体脂肪被转化成脂肪酸和甘油，而脂肪酸在微生物的作用下，进一步转化、凝聚、缩合成腐泥物质，形成含有丰富有机质的腐泥泥炭，这个过程称为腐泥化作用，腐泥化作用产生的腐泥在后期转化为腐泥煤。低等植物经分解、缩合和聚合，形成富水棉絮状的胶体物质，经脱水和压实，形成腐泥。腐泥的颜色一般为黄色、暗褐色和黑灰色。

在植物残体向泥炭转化过程中，氧气充分的活性层中的植物残骸中有机化合物经氧化分解、水解，转化为简单的化学性质活泼的化合物，而进入惰性层的植物残体和分解产物则在厌氧还原环境中，对植物分解产物进行再聚合作用，形成新生的具有独特功能和效益的腐植酸。腐植酸的合成产物既可能来自植物残体分解出来的木质素、蛋白质，也可能来自植物残体分解产物中的酚、鞣质和芳香族化合物，此外纤维素、半纤维素也可能是腐植酸的重要来源。这种在泥炭化过程中由植物残体和分解产物之间合成为较稳定的腐植酸、沥青质等稳定大分子复合物的过程称为腐殖化作用。这些大分子复合物是泥炭化过程中的最重要产物，具有重要的经济、社会和环境价值。

植物残体在泥炭化过程中经历了腐殖化作用后，植物残体主要组成部分经过生物化学变化和物理化学变化，形成以腐植酸和沥青质为主要成分的胶体物质。由于植物的木质素和纤维素在物理化学性质上都属于凝胶体，吸水能力强，在还原环境中逐渐分解，细胞壁先吸水膨胀，胞腔缩小，最后完全丧失细胞结构，形成无结构胶体，或进一步转化为溶胶；当电性、酸碱性、温度变化时，产生胶体化学变化，上述物质形成凝胶状态。因为这一过程既有厌氧生物作用，又有胶体化学作用，所以又称“生物化学凝胶化作用”。所以泥炭分解度越大，凝胶物越高，越容易出现胶溶现象，导致干燥后结块，湿润时吸水量降低。

三、泥炭成矿热力学

泥炭成矿过程是将太阳能迅速转变为化学能，并在泥炭地中经过一系列生物地球化学作用转变为有机矿产的过程。成矿过程在形式上是含碳物质不断运动的表现，而含碳物质运动的实质是能量的变化，因此可以从能量变化的角度来了解成矿作用的本质规律。热力学是用能量的观点从宏观上考察研究自然现象发生变化过程、分析各种形式能的转变规律，研究在给定条件下某一过程自发发生的可能性、方向和限度的科学。采用热力学理论，研究泥炭成矿系统的始态（initial state）和终态（final state）间的能量变化，是探索泥炭成矿系统宏观变化规律和成矿热力学系统时间行为，揭示成矿过程、成矿作用基本规律的重要手段。

热力学研究泥炭成矿系统的宏观状态，研究泥炭成矿系统大量分子集体作用所产生的平均行为，强调的是系统的总体特征。而要描述一个泥炭成矿热力学系统，只需面积、厚度、温度、压强、浓度、密度等几个宏观热力学参量，这些宏观热力学参量都可以从实验中测定出来，因而可以为成矿作用研究提供简便而可靠的方法。

（一）泥炭成矿系统的内能变化

根据能量守恒定律，体系内能的增加是体系从环境吸收能量，同时对环境做功和对外交换热量的过程。在泥炭成矿过程中，当太阳能转变为化学能进入泥炭成矿系统后，成矿体系的内能增加。当植物残体和泥炭分解时，化学能就转变为热量释放到环境中去，减少成矿体系的内能。随着泥炭厚度增长，面积扩大，泥炭矿体积不断增大，成矿系统克服外力做功，减少体系的内能。因为泥炭成矿系统是一个与环境不断发生物质能量交换的开放系统，系统不仅可以通过对外界做功和交换热量使其内能发生变化，而且可以通过与外界交换物质改变系统的内能。如果每单位含碳物质进入系统时，系统内能增加为μ（μ为化学势），则成矿系统的内能变化为进入的化学能减去分解释放热量和体积膨胀功：

dE=μdN-dQ-PdV

式中　dE——成矿系统从初态到终态的内能增量；

　dN——成矿系统因植物死亡输入的能量；

　dQ——成矿系统因分解释放的能量；

　PdV——成矿系统对外界所做的功，也即泥炭矿体积扩大所消耗的能量；

　　μ——化学势，即单位物质的量的含碳有机物使成矿系统内能增加值。

根据拉瓦锡-拉普拉斯（Lavoisier-Laplace）定律，化合物的分解热等于它的生成热，而符号相反。也就是说，从二氧化碳和水经光合作用合成碳水化合物所需要的能量，等于碳水化合物分解成二氧化碳和水释放出的能量。只要测定分析出含碳物质的形态，就可以确定含碳物质中所含能量。再根据盖斯定律，化学反应的热效应，只取决于体系的始态和终态，与反应进行的中间过程无关，即含碳有机物的分解不管中间经过多少步骤，最后的分解产物相同，所释放出的能量也必然相同。虽然碳水化合物进入成矿系统，在变成最后产物的过程中，经过复杂的途径并参与很多反应，但所有这些反应的热效应总和却等于进入成矿系统的含碳物质完全燃烧的热效应。因此，只要测定出含碳物质的实际燃烧热量，就能确定其在体系内分解所释放的热量，即成矿系统的变化是能量输入、输出总量的代数和。很显然，一个成矿系统现存能量越高，表明其成矿能力越强。

（二）泥炭成矿作用的方向和限度

根据能量的不灭性和不可创造性原理，可以确认泥炭成矿系统内能变化与进入泥炭成矿体系的含碳物质携带的能量、含碳物质分解释放的热量和体积膨胀做功之间的数量关系，肯定了成矿体系内能的增加值是输入含碳物质所带能量与分解释放和体积膨胀做功消耗能量的代数和。但是，热力学第一定律仅能从原则上告诉我们，高品位泥炭向低品位泥炭演化释放的能量和低品位泥炭向高品位泥炭演化耗用的能量相同，高品位泥炭向低品位泥炭演化会伴随热量释放，低品位泥炭向高品位泥炭演化则需要能量的补充，而自然界发生的任何变化都是不必借助外力的帮助而自动实现的，如热自发地从高温物体传递到低温物体，直到两者温度相同；气体自发地从压力大的方向转移到压力小的方向，直到两者的压力均衡为止；电流自发地从高电势流向低电势，直到两者的电势相等为止。对成矿系统来说，泥炭总是通过分解作用从高品位变为低品位，直到泥炭品位与周围环境相同为止。这些现象表明，自发过程单向趋于平衡，绝不可能自动倒向进行，任何自发过程都是热力学的不可逆过程。如果不通过补充能量方式，体系就不会从终态恢复到始态。那么，原本杂乱无章、分散分布的碳、氮、氢、氧等各种元素为什么会自动聚集形成层状结构明显、聚碳和环境功能强大的泥炭矿体？成矿作用是在什么条件下自发地形成具有特定结构和功能的成矿系统，成矿系统未来会向什么方向发展，进行到什么程度，则需要从非线性热力学角度进行分析和阐释。

根据热力学第二定律，在封闭系统中，可逆过程微变化的熵变等于体系吸收的能量与吸收能量时的热力学温度之比。在不可逆过程时，微过程的熵变大于吸收热量与热力学温度之比。在孤立系统中，系统和外界无热量交换，所以熵变为0。就是说，在任何孤立体系内发生不可逆变化时，体系的熵将增大，而可逆变化时熵不变，即体系处于平衡状态。在一定条件下，体系熵达到最大的状态，就是过程进行的限度。由于天然自发过程都是不可逆过程，所以，孤立体系内发生的任何自发过程或天然过程都是向熵增加的方向进行。孤立体系的ΔS>0和ΔS=0，就是判断一个孤立体系中某一过程能自发进行的方向和限度的依据。

（三）泥炭矿层有序结构

泥炭沼泽是一个与外界不断交换物质和能量的开放系统，泥炭成矿过程的演化方向和程度不仅取决于泥炭矿内部各种不可逆过程产生的熵，也取决于泥炭矿与环境之间物质能量交换带来的熵变。根据Prigogine的理论，系统的总熵可以分解成系统与外界交换物质能量引起的熵变（熵交换）与系统内部各种不可逆过程所产生的熵（熵产生）：

dS=d_eS+d_iS

对上式积分，并应用高斯公式，可以得到：

如果用J_s定义熵流，用σ定义熵产生，则：

将上面的微分式比较，可得熵流和熵产生表达式：

负熵流是系统边界处由于物质能量交换过程使系统熵减少的熵流。因为负熵流可以使系统的熵减小，使成矿系统向有序的方向发展，通过上式，可以分析确定物质能量输入输出对系统熵流的影响。在能量交换过程中，能量流入泥炭成矿系统：

α是能流j_q与面积元d∑的外向法线方向n 的夹角，能量流入使得cosα<0（π/2<α<π），所以引起正熵流。而能量通过热辐射流出成矿系统：

因为能量流出成矿系统使cosα>0（0<α<π/2），引起负熵流，导致成矿系统趋向稳定。而含碳物质流入成矿系统，使得成矿系统获得负熵流，导致成矿系统朝有序方向发展：

α是物质流j_i与面积元d∑外向法线方向n的夹角，因为流入使得cosα<0。同样，物质流出成矿系统引起正熵流，导致系统趋向退化。

泥炭品位是成矿体系的宏观性质，是体系所有含碳质点的个别性质的统计平均值。在没有形成造炭植物前，大气中的二氧化碳和环境中的水以及矿质元素在成矿空间中随机分布着，此时熵值最大。在太阳能作用下光合作用形成造炭有机物输入泥炭地后，使泥炭地成矿系统获得了负熵流，克服了泥炭成矿系统的熵产生造成的有序结构退化，减小了泥炭成矿系统的总熵值，导致泥炭成矿系统向有序方向发展，含碳物质相对聚集，所以就形成了泥炭地特有的有序层状结构（图2-2）。含碳物质的分解造成含碳物质向环境释放输出，导致成矿体系熵值增大。当含碳物质的分解输出造成的熵产生超过因含碳物质输入引入的负熵流时，泥炭品位就会逐渐降低，最终单位质点含碳量与环境含碳量达到平衡，熵值逐渐增至最大。

孤立系统和处在非平衡线性区的开放系统总是朝着均匀、无序、简单和低级的方向演化，消灭自然界万事万物的差别，但是泥炭地发育和积累却是一种由无序到有序、由低级到高级进化演化的典型代表。造炭材料从最初杂乱无章的随机分布到形成具有固定结构和强大功能的成矿体系，就是这样一个由无序到有序、由低级到高级、由简单到复杂的进化方向。成矿体系的熵流导致系统向有序方向发展，熵产生导致成矿体系向无序的方向发展。成矿系统的趋向和限度取决于熵流和熵产生量的对比。当熵流足以抵消熵产生时，意味着潜育沼泽将向泥炭沼泽演替。当熵流与熵产生的比例进一步提高时，富营养泥炭就可能演替为中营养和贫营养泥炭。成矿系统在远离平衡条件下，借助外界的能流和物流而维持的这种时间空间的有序结构就是耗散结构。

四、泥炭成矿过程

泥炭成矿过程就是泥炭地中含碳有机物不断积累的过程，在宏观上表现出面积的扩展和厚度的增加。由于泥炭厚度的增加直接带动泥炭面积的扩展，这里重点研究泥炭厚度增长过程。根据泥炭成矿系统各层位的物理化学特性和对泥炭物质转化所起的作用，将泥炭成矿系统划分为上部的活性层（草根层）和下部的惰性层（泥炭）两个分室。活性层地表生长造炭植物，固定大气二氧化碳，然后以地上植物残体和地下根系形式输入活性层。进入活性层的造炭原料，一部分被分解，转化成二氧化碳释放回归到大气中；一部分转化成泥炭，移入惰性层。由于惰性层中的积水还原条件，微生物种群数量小、活性低，泥炭分解释放的比例很低，大部分碳素被固定在泥炭中，减少了大气二氧化碳的含量，这是泥炭成矿过程含碳物质的基本流程，也是成矿作用能够降低大气中二氧化碳浓度、减缓气候变暖的理论依据。

根据以上分析，在造炭物质输入、分解、转化率保持恒定条件下，活性层中的有机质和惰性层中泥炭的年变化率都是输入与输出之差（图2-3）。

图2-3中，x是单位面积活性层造炭物质总量；y是单位面积惰性层泥炭总量；P是单位面积造炭物质年输入量，g/（m²·a）；a是造炭物质年分解速率；ax是单位面积活性层造炭物质年分解量；b是单位面积活性层造炭物质向泥炭层的年转移速率；bx是单位面积惰性层每年从活性层向惰性层转移的造炭物质量；c是单位面积内惰性层泥炭的分解速率；cy是单位面积惰性层中泥炭的分解量。

假定上述各参数已知，代入公式，可以计算出一个泥炭矿体泥炭积累的全部过程。随着相应层位中的含碳物质积累量的增加，分解量ax和cy逐渐增大，输入量和分解量的差值越来越小，直到与输入量逐步趋于平衡，达到给定条件下聚碳量的高峰（图2-4）。

从图2-4可以看到，无论是活性层还是惰性层，在泥炭成矿环境保持不变情况下，都会经历初期快速增长，中期速度逐渐减缓，最后趋于平衡的发展过程。这是因为在积累前期，两个层位中含碳物质的现存量少，含碳物质的分解量（ax，by）也小，远远不能抵消含碳物质输入量，致使含碳物质剩余量大，所以积累增长快速。随着泥炭层中含碳物质现存量的增加，分解量逐渐接近输入量，输入量与分解量之差越来越小，最后趋于平衡，当泥炭矿中含碳物质输入量与分解量相等时，泥炭地即达到了平衡状态，自此泥炭地进入了泥炭积累阶段。

活性层和惰性层中含碳物质的积累量与含碳物质输入量成正比，与分解量成反比，但分解率对含碳物质积累的影响更大。由于惰性层中的泥炭分解率有时可能低于10^-4，活性层含碳物质的分解率却大多达到10^-2，所以泥炭层含碳物质积累量远远大于泥炭化层，最深可能达到数米至20余米，而活性层含碳物质积累厚度可能最多只能达到20～25cm。由此可见，含碳物质积累量的高低取决于输入量和分解量的组合，积累同样重量泥炭既可能通过高输入量和高分解率，也可能通过低输入量和低分解率，输入量和分解率的高低取决于聚碳条件。从图2-5可以看到，不同参数组合的泥炭积累量的变化过程，含碳物质输入量越高，前期积累量上升越快。泥炭分解率越小，达到平衡状态的时间越长，最终泥炭积累量越高。

从达到某一指定积累量所需时间计算公式可以看到，积累一定量含碳物质所需时间只与含碳物质的分解和转化有关，与含碳物质的输入量无关。分解速率越高，达到平衡所需的时间越短，因此含碳物质的积累量就少。反之，降低含碳物质分解速率，可以大大延长含碳物质的积累时间，增加含碳物质的积累量。一般地，草本泥炭活性层200年以内就可以达到最大积累量，而惰性层却需要至少3000年的积累时间。

泥炭积累过程可以划分为起源期、扩展期和稳定期三个阶段（柴岫，1990）。根据活性层和惰性层含碳物质积累过程可以看到，泥炭沼泽从开始发育到活性层达到平衡状态，标志着泥炭矿的泥炭积累已经正式开始，可以把这段时期确定为泥炭成矿的起源期。经过起源期，泥炭积累的惰性层正式建立起来，每年从活性层转移下来的含碳物质进入惰性层，由于惰性层的厌氧还原环境，含碳物质分解进一步降低，导致泥炭逐渐积累增厚，所以可以把活性层进入平衡期到惰性层进入平衡期这一阶段定义为扩展期。惰性层进入到平衡期，意味着此时泥炭地每年输入的含碳物质和每年因为分解而耗散的含碳物质相等，达到一个动态平衡，即进入稳定期。进入稳定期的泥炭地，如同进入60岁的老人，生命趋向衰亡。