人們在註意到中國東部陸上和近海新生代盆地古近系富烴源巖與富藻層在分布上明顯相關的同時（圖9-2），也較早註意到二者在地層分布範圍上是不完全對應的（圖9-4）。圖9-4中列出的部分盆地的富烴源巖是得到有機地球化學綜合分析研究確定了的，主要顯示了較高的有機質豐度指標和有利生成液態烴的有機質類型（表9-3）。顯微鏡分析結果表明，這些富烴源巖中包含的沈積有機屑是以無定形有機質為優勢組分的。這就向人們暗示，在湖泊成熟期內時間相對集中的浮遊藻類繁盛和富氫有機質的大量產出為湖相沈積提供了形成富烴源巖所必要的物源條件，但其對於富烴源巖形成來說並不充分。也就是說，單有豐富的有機質物源是不夠的。要使能生成大量液態烴的有機質在沈積物中富集，顯然還必需其他控制因素，那就是有機質的保存條件。Talbot（1988）在總結湖相富烴源巖的形成模式時，是充分考慮到有機質的物源條件和保存條件了的。他描述了湖相富烴源巖形成的三種不同的模式：
圖9-4 部分盆地古近系富藻層、富無定形有機質層與富烴源巖在分布上明顯相關
表9-3 部分盆地的富烴源巖地層的有機地球化學指標
1）綠河模式。這壹模式提出湖相富烴源巖（油頁巖）沈積在大型幹鹽湖體系內形成的水淺但有缺氧分層、半鹹水—鹹水的堿性湖泊中。油頁巖與碳酸鹽、層狀蒸發巖以及具有較多淺水或陸地環境特征的沈積巖關系密切。提出該模式的研究者們特別註意到了現代幹鹽湖的高生產力，並推論這種環境是湖相富烴源巖形成的理想場所。
2）深水缺氧湖模式。Demaison等（1980）選擇坦噶尼喀湖作為這壹模式的典型沈積盆地，提出富含有機質的沈積物最可能沈積在深水、長期分層、淡水—半鹹水湖泊的溫躍層之下的缺氧水體環境中。他們認為最理想的環境是具有高表層生產力和壹個長期缺氧的湖下層。這種環境通常出現於溫暖濕潤、季節性差異小的氣候區。因而與之伴生的沈積物是深水成因的，由於沒有波浪、水流和底棲生物的幹擾，這些沈積物和富含有機質的軟泥通常很細，呈原始紋層狀。
3）暫時性湖模式。在澳大利亞各地季節性洪水形成的沿岸湖泊和潟湖的邊緣發育了大量呈席狀分布的藍綠藻，這壹現象使人們推測這些席狀藍綠藻可能是某些層狀油頁巖的前身。這些席狀藻類的總有機碳含量（TOC）可達30%，而且都與淺水到陸地成因的沈積物有關，其中也包括早期成巖階段形成的實際為海相特征的蒸發鹽。在類似的環境中也能看到浮遊藻類——葡萄藻的周期性勃發現象。它們的殘骸能發生轉化，形成壹種被稱為彈性藻瀝青的膠狀有機質。由於葡萄藻可能對湖相富烴源巖形成具有重要的意義，這壹現象已引起人們的廣泛註意。
Talbot（1988）認為暫時性湖模式對於湖相富烴源巖形成可能不具有普遍意義，而綠河模式和深水缺氧湖模式的解釋看起來似乎是合理的。這兩種模式中哪壹種對大多數湖相富烴源巖的解釋比較合適，另外這類沈積物是否真有壹種單壹的沈積環境，意見並不壹致，但這兩個模式的***同之處是，都突出了水體分層的重要性，而且水體底層是滯流的、貧氧的。
Demaison等（1980）指出，內陸海和大湖裏的氧消耗取決於底部水自由氧的可利用性與淺層水中浮遊生物生產力之間的補充—消耗平衡。諸如磷和氮之類的植物營養被河流匯水系統帶入湖泊和內陸海洋，河流搬運濾解了土壤中的溶解物質。這些營養物通常限制了湖泊的浮遊生物生產力，於是其決定了再循環死亡有機體的氧的數量。富養湖的特征是具有豐富的溶解植物營養和底部水季節性缺氧。貧養湖缺乏植物營養和在底部水體中包含豐富的溶解氧。
水體中的缺氧或充氧條件很大程度上取決於水循環和分層。湖水分層與水深（溫度分層）或鹽度（化學分層）有關。底部水體中氧的補充壹般在具有明顯氣候反差的湖水季節性交換的地區是較充足的。而且，冷而充氧的溪流和和河水沈到底部並提升了充氧條件。寒、溫帶的湖泊隨季節溫度變化發生回水，破壞垂直分層，給湖底補充氧氣。但如果湖泊很深，回水時循環的水流達不到湖底，這就是局部循環湖，在此類湖泊中沈積有機質照樣可以得到有效保存。氧補充在溫暖的熱帶氣候條件下是較差的，因為湖水微小的氣溫變化不足以造成季節性回水，引起水體循環的是壹些如風暴之類的偶然事件，並且由於較高的水溫而湖水中含氧量較低（汪品先，1991）。非洲現代湖泊為人們認識熱帶氣候條件下的湖水分層特征提供了實例，坦噶尼喀湖便是其中典型的壹例（圖9-5）。該湖最大水深1470 m，鹽度0.53‰。由於缺少季節性回水，使較暖的低密度的表層湖水持久地覆蓋於較冷的高密度的深層水之上，從而導致穩定的水分層，溫躍層（水深100～200 m）以下的深層水壹直處於缺氧條件下。因此，面積達32900 km2的坦噶尼喀湖大部分湖底持久地被缺氧水所覆蓋。
我國現代的大型湖泊，水深壹般超過20～30 m時就有明顯的分層現象（中國科學院南京地理與湖泊研究所，1990）。例如形成於新近紀喜馬拉雅構造運動期的斷陷湖泊——撫仙湖，位於雲南高原的亞熱帶常綠闊葉林帶，為半封閉的外流湖，最大水深155 m，水深大於100 m的區域占湖泊總面積的45.5%；湖水鹽度23.8‰～24.1‰，屬於深水淡水湖。撫仙湖水溫的垂直分布形式基本上都是正溫層分布，除了在溫度低的1～2月份水溫垂直分布比較均勻外，其余月份都存在不同程度、強度、厚度的溫躍現象，垂向上表現了明顯的三層結構：湖上層、溫躍層和湖下層，溫躍層的平均深度為22.4 m。撫仙湖50 m以淺水層中溶解氧較豐富，壹般為7 mg/L；50 m以深水層中溶解氧隨深度增加而遞減，大多為4～5 mg/L；底層水中溶解氧貧乏，僅為0.8 mg/L（金相燦等，1995）。
圖9-5 坦噶尼喀湖湖水分層特征
如果湖水分層不是由溫度梯度而是由鹽度引起的，那麽，分隔上下水層之間是鹽躍層。Demaison等（1980）在描述缺氧的分隔盆地時以黑海作為典型實例。黑海是世界上最大的缺氧的陸地封閉盆地，其具有正的水平衡，超量的淡水外流造成表層水相對低的鹽度。結果形成壹個穩定的鹽躍層，這也是充氧水體與缺氧水體的界限所在。缺氧水體的上界面是中凸的，黑海邊緣部分的該界面深度約為250 m，而至海的中央區域該界面深度上升為150 m（圖9-6）。缺氧水體中包含硫化氫。所以黑海水深150～250 m以下的缺氧水體對於所有魚類和無脊椎生物都是致命的。
圖9-6 黑海水體鹽度分層造成水體下層缺氧環境
黑海目前因鹽度梯度導致的水體分層格局形成於距今約3000年前。在距大約22000年前黑海是壹個淡水湖泊。在近11000年前，由於氣候轉暖冰蓋退縮，地中海海面上升，海水侵入黑海。至距今約7000年前，包含硫化氫的缺氧水體開始形成。黑海水體分層、下層水體缺氧格局的直接後果就是沈積物中有機質豐度大幅度提升。形成於距今約7000年到3000年期間的大約40 cm厚的黑色紋層狀富有機質泥，其有機碳含量變化從3.85%到14.95%，而在更早的形成於充氧條件下的沈積物中，有機碳含量變化從0.65%到0.69%。黑海近3000年以來形成的沈積物是由白色顆石藻與黑色富有機質泥交替組成的軟泥，其有機碳含量仍較高，為大約1%～6%。
對於湖泊沈積環境而言，無論何種條件下形成的水體分層，其結果都是造成湖泊水體底層的貧氧或缺氧，而貧氧或缺氧環境是有利的有機質保存條件。
前面提到，根據坦噶尼喀湖現代沈積有機質的研究結果，人們認識到具有高生產力湖表層和壹個長期缺氧的湖下層可能是最有利的烴源條件，因為湖泊高生產力造成了富烴源巖形成的有利的物源條件，而湖底的缺氧環境為沈積物中有機質的富集提供了有利的保存條件。
20世紀80年代，出於探索湖相富烴源巖形成的最佳環境條件，非洲現代湖泊中的有機質沈積作用曾引起許多學者的關註。當然，有機質堆積作用正在進行的現代沈積盆地是理解控制烴源巖形成因素的最好場所，也是了解有機質分布與沈積相關系的最理想場所。盡管Talbot（1988）認為維多利亞湖可能為沈積綠河組的古Gosiute湖提供了壹個最好的現代相似類型，但他對於該湖北部近岸區的Ibis1孔柱狀樣的古湖泊學研究（Talbot等，1989），直接的目的卻在於解釋響應晚第四紀氣候變化的湖平面升降變化。由於Talbot在他的研究中應用了多項有機質分析指標，並且根據沈積物中有機質數量和質量的變化，確定隨湖水深度變化發生的有機質保存條件（充氧的或是貧氧的）改變，這對於正確理解古湖的烴源條件起到了重要的啟迪作用。
Ibis1孔柱狀樣長9.90 m，取自水深32 m的Damba Channel（圖9-7）。圖9-8列出了該柱狀樣深度6.9～9.9 m段的沈積物特征和有機質分析指標。該段沈積物底部的絕對年齡是17310±300 a.B.P.；靠上部的深度7.9 m處的絕對年齡是11710±120 a.B.P.。從該段沈積物中可以鑒別出兩個間斷面。其壹是深度8.20 m處，證據是這裏有壹顯著的沿岸帶生長的腹足動物化石層；其二是深度8.85 m處，證據是在此見到貝殼碎片，以及沈積物顏色變化、失水龜裂和假根或蟲穴痕跡。
圖9-7 維多利亞湖及Ibis1孔位置
圖9-8 Ibis1孔柱狀樣深度6.9～9.9 m層段的沈積物特征和有機質分析指標
圖9-8中出示的該段沈積物中有機質指標變化大致可分為三段。下段是指下間斷面（深度8.85 m）以下的沈積層，特征是沈積物中藻類（主要是葡萄藻群體）遺骸多，無定形有機質少，草質在底部較少，往上增多；HI值和TOC值在底部較高，但往上到間斷面降低，δ13C值為-16.1‰～-18.4‰。中段是指兩個間斷面之間的沈積層，特征是沈積物中藻類遺骸和無定形有機質少，草質多，含木質和煤質；HI值低而TOC值較高，δ13C值為-16.5‰～-17.3‰。上段是指上間斷面（深度8.20 m）以上的沈積層，特征是沈積物中藻類遺骸和無定形有機質都由下往上顯示增多的趨勢，草質則相反；HI值和TOC值較高，且往上大幅度升高，δ13C值為-21.1‰～-22.7‰。Talbot在這裏將δ13C值作為有機質物源指標，由藻類和或森林木本植物產生的有機質，其δ13C值壹般要比沼澤或陸地草原的C4草本植物源有機質更加偏負。
關於上述三段沈積物形成環境的解釋是，下段是湖平面趨於下降階段的產物，水體由較貧氧變為充氧。中段的沈積有機質幾乎完全由惰質有機質組成，是湖濱岸沈積物的特征，意味著當時湖面比現今低35～40 m，完全是不利於富氫有機質保存的充氧環境。上段沈積物中的HI值達到400以上。在熱帶非洲的湖泊中，這是形成於永久性或季節性缺氧湖底環境的標誌。所以上段沈積時湖水加深，直至有利於富氫有機質保存的湖底缺氧環境形成。
在這三段反映不同沈積環境的沈積物中，最值得回味的是下段和上段中所包含的藻類遺骸。兩者的***同之處是都多含藻類遺骸，但其他的有機質指標都相差甚大，尤其是HI值和無定形有機質。HI值在上段中可高達581，而在中段和上段中分別為78和180；無定形有機質在中段和下段中壹直為少量，而到上段則明顯增多。Talbot認為從藻類和無定形有機質依次到草質，木質，再到煤質，從有機質保存能力角度而論，是壹個增強的序列。伴隨這壹序列的氫含量指標是壹個降低的序列（表9-4）。由此可見，Ibis1孔柱狀樣深度6.9～9.9 m段的沈積物特征和有機質分析指標蘊涵了晚更新世維多利亞湖北部沈積有機質保存條件變化的信息，上段沈積物裏的沈積有機質是最不易保存的，δ13C值相對偏負暗示其多屬於藻類來源，而它們恰是最具有生烴潛力的組分，其富集於缺氧環境下形成的沈積物。所以，上段沈積物形成時，沈積地點的水較深，生產力高，水體分層，湖底缺氧。
表9-4 氫指數變化於不同有機質類型的保存能力
盡管維多利亞湖北部Ibis1孔柱狀樣深度6.9～9.9 m段沈積有機質變化序列取決於氣候引起的湖平面變化，但其可以被看作是湖相地層沈積有機質數量和質量縱向變化序列的壹個縮影，因為長記錄的古湖湖平面變化往往更多地直接受到構造和沈積因素控制，而沈積有機質數量和質量對於湖泊發育、湖平面變化的響應應當是相同的。
圖9-9 坦噶尼喀湖北部湖底表層沈積物總有機碳（TOC）值
前已提及，非洲現代湖泊中，坦噶尼喀湖便是典型的大型缺氧湖，湖水下層持久地缺氧，那裏正在形成著富有機質的沈積物。它與維多利亞湖等其他湖泊之間有機質沈積作用的差異屬於同壹地區不同湖泊之間的差異。但是，坦噶尼喀湖真正吸引人的地方是其本身湖底沈積有機質數量和類型分布的差異性。Huc等（1990）對於坦噶尼喀湖北部湖底表層沈積物中有機質進行的研究，是證實和理解這些差異性的實例。關於該湖北部湖底表層沈積物的總有機碳含量可達到12%的事實，Huc等認為這是綜合因素的結果：①有機質較高的生產力；②湖泊深而狹窄的幾何形態和不暢的水循環；③穩定的暖熱帶氣候導致的持久的水體分層。圖9-9和圖9-10分別出示的是坦噶尼喀湖北部湖底表層沈積物的TOC值和HI值分布特征。
圖9-10 坦噶尼喀湖北部湖底表層沈積物氫指數（HI）值
由圖9-9中可見TOC值在湖周界的邊緣地區反映的是貧有機質特征，TOC值小於1%。往湖泊中央去，TOC值在壹個很狹窄的區域內急劇增加，從小於1%上升到大於2%。TOC值急變的狹窄區域，水深壹般為50 m，處於溫躍層的上面。對此的解釋之壹即是因為溫躍層以上水體中溶解氧的較多存在。足夠的氧使得底棲生物能夠存活，並能夠消耗由水表層沈降下來的有機物。此外，表層沈積物會被洞穴生物混合，這種作用延長了有機質經歷分解作用的時間，從而顯著地減少了沈積物中有機質的含量。圖9-10中的HI值在湖泊邊緣明顯低於湖中央，這在研究區北部和東部很明顯。對於這壹現象的最好的解釋是，陸源有機質的輸入作用的強弱變化是造成沈積物中有機質類型差異的主要原因。入湖徑流帶來的陸生高等植物質會降低沈積物裏湖生的富氫有機質的比例。研究區北部的河口區陸源輸入活躍，此地表層沈積物顯示了很低的HI值。往南河流沈積輸入逐漸減弱，HI值穩定地升高。
相對不同湖泊之間對比而言，同壹湖泊不同區域沈積物中有機質特征的比較更有意義。因為湖泊之間不同的有機質生產力和各湖泊不同的陸源有機質的輸入使得有機質特征比較變得較為復雜。如坦噶尼喀湖的初始生產力為400～500 gC/（m2·a），而維多利亞湖初始生產力為370～1460 gC/（m2·a），基伍湖初始生產力為450～770 gC/（m2·a）。如此說來，用坦噶尼喀湖這樣的有機質生產力變化較小，入湖徑流較少的湖泊來討論湖底表層沈積有機質分布特征及其控制因素要有力得多。結果表明，不同的湖水深度、湖底環境以及不同的陸源輸入作用造成沈積有機質數量和質量的極大差異。理解了這壹點就有可能進壹步理解為何陸相盆地內各凹陷之間烴源巖的貧富程度相差懸殊，從而加深認識研究確定富烴源巖、富生烴凹陷對於油氣勘探的重要性。