人们在注意到中国东部陆上和近海新生代盆地古近系富烃源岩与富藻层在分布上明显相关的同时（图9-2），也较早注意到二者在地层分布范围上是不完全对应的（图9-4）。图9-4中列出的部分盆地的富烃源岩是得到有机地球化学综合分析研究确定了的，主要显示了较高的有机质丰度指标和有利生成液态烃的有机质类型（表9-3）。显微镜分析结果表明，这些富烃源岩中包含的沉积有机屑是以无定形有机质为优势组分的。这就向人们暗示，在湖泊成熟期内时间相对集中的浮游藻类繁盛和富氢有机质的大量产出为湖相沉积提供了形成富烃源岩所必要的物源条件，但其对于富烃源岩形成来说并不充分。也就是说，单有丰富的有机质物源是不够的。要使能生成大量液态烃的有机质在沉积物中富集，显然还必需其他控制因素，那就是有机质的保存条件。Talbot（1988）在总结湖相富烃源岩的形成模式时，是充分考虑到有机质的物源条件和保存条件了的。他描述了湖相富烃源岩形成的三种不同的模式：
图9-4 部分盆地古近系富藻层、富无定形有机质层与富烃源岩在分布上明显相关
表9-3 部分盆地的富烃源岩地层的有机地球化学指标
1）绿河模式。这一模式提出湖相富烃源岩（油页岩）沉积在大型干盐湖体系内形成的水浅但有缺氧分层、半咸水—咸水的碱性湖泊中。油页岩与碳酸盐、层状蒸发岩以及具有较多浅水或陆地环境特征的沉积岩关系密切。提出该模式的研究者们特别注意到了现代干盐湖的高生产力，并推论这种环境是湖相富烃源岩形成的理想场所。
2）深水缺氧湖模式。Demaison等（1980）选择坦噶尼喀湖作为这一模式的典型沉积盆地，提出富含有机质的沉积物最可能沉积在深水、长期分层、淡水—半咸水湖泊的温跃层之下的缺氧水体环境中。他们认为最理想的环境是具有高表层生产力和一个长期缺氧的湖下层。这种环境通常出现于温暖湿润、季节性差异小的气候区。因而与之伴生的沉积物是深水成因的，由于没有波浪、水流和底栖生物的干扰，这些沉积物和富含有机质的软泥通常很细，呈原始纹层状。
3）暂时性湖模式。在澳大利亚各地季节性洪水形成的沿岸湖泊和潟湖的边缘发育了大量呈席状分布的蓝绿藻，这一现象使人们推测这些席状蓝绿藻可能是某些层状油页岩的前身。这些席状藻类的总有机碳含量（TOC）可达30%，而且都与浅水到陆地成因的沉积物有关，其中也包括早期成岩阶段形成的实际为海相特征的蒸发盐。在类似的环境中也能看到浮游藻类——葡萄藻的周期性勃发现象。它们的残骸能发生转化，形成一种被称为弹性藻沥青的胶状有机质。由于葡萄藻可能对湖相富烃源岩形成具有重要的意义，这一现象已引起人们的广泛注意。
Talbot（1988）认为暂时性湖模式对于湖相富烃源岩形成可能不具有普遍意义，而绿河模式和深水缺氧湖模式的解释看起来似乎是合理的。这两种模式中哪一种对大多数湖相富烃源岩的解释比较合适，另外这类沉积物是否真有一种单一的沉积环境，意见并不一致，但这两个模式的共同之处是，都突出了水体分层的重要性，而且水体底层是滞流的、贫氧的。
Demaison等（1980）指出，内陆海和大湖里的氧消耗取决于底部水自由氧的可利用性与浅层水中浮游生物生产力之间的补充—消耗平衡。诸如磷和氮之类的植物营养被河流汇水系统带入湖泊和内陆海洋，河流搬运滤解了土壤中的溶解物质。这些营养物通常限制了湖泊的浮游生物生产力，于是其决定了再循环死亡有机体的氧的数量。富养湖的特征是具有丰富的溶解植物营养和底部水季节性缺氧。贫养湖缺乏植物营养和在底部水体中包含丰富的溶解氧。
水体中的缺氧或充氧条件很大程度上取决于水循环和分层。湖水分层与水深（温度分层）或盐度（化学分层）有关。底部水体中氧的补充一般在具有明显气候反差的湖水季节性交换的地区是较充足的。而且，冷而充氧的溪流和和河水沉到底部并提升了充氧条件。寒、温带的湖泊随季节温度变化发生回水，破坏垂直分层，给湖底补充氧气。但如果湖泊很深，回水时循环的水流达不到湖底，这就是局部循环湖，在此类湖泊中沉积有机质照样可以得到有效保存。氧补充在温暖的热带气候条件下是较差的，因为湖水微小的气温变化不足以造成季节性回水，引起水体循环的是一些如风暴之类的偶然事件，并且由于较高的水温而湖水中含氧量较低（汪品先，1991）。非洲现代湖泊为人们认识热带气候条件下的湖水分层特征提供了实例，坦噶尼喀湖便是其中典型的一例（图9-5）。该湖最大水深1470 m，盐度0.53‰。由于缺少季节性回水，使较暖的低密度的表层湖水持久地覆盖于较冷的高密度的深层水之上，从而导致稳定的水分层，温跃层（水深100～200 m）以下的深层水一直处于缺氧条件下。因此，面积达32900 km2的坦噶尼喀湖大部分湖底持久地被缺氧水所覆盖。
我国现代的大型湖泊，水深一般超过20～30 m时就有明显的分层现象（中国科学院南京地理与湖泊研究所，1990）。例如形成于新近纪喜马拉雅构造运动期的断陷湖泊——抚仙湖，位于云南高原的亚热带常绿阔叶林带，为半封闭的外流湖，最大水深155 m，水深大于100 m的区域占湖泊总面积的45.5%；湖水盐度23.8‰～24.1‰，属于深水淡水湖。抚仙湖水温的垂直分布形式基本上都是正温层分布，除了在温度低的1～2月份水温垂直分布比较均匀外，其余月份都存在不同程度、强度、厚度的温跃现象，垂向上表现了明显的三层结构：湖上层、温跃层和湖下层，温跃层的平均深度为22.4 m。抚仙湖50 m以浅水层中溶解氧较丰富，一般为7 mg/L；50 m以深水层中溶解氧随深度增加而递减，大多为4～5 mg/L；底层水中溶解氧贫乏，仅为0.8 mg/L（金相灿等，1995）。
图9-5 坦噶尼喀湖湖水分层特征
如果湖水分层不是由温度梯度而是由盐度引起的，那么，分隔上下水层之间是盐跃层。Demaison等（1980）在描述缺氧的分隔盆地时以黑海作为典型实例。黑海是世界上最大的缺氧的陆地封闭盆地，其具有正的水平衡，超量的淡水外流造成表层水相对低的盐度。结果形成一个稳定的盐跃层，这也是充氧水体与缺氧水体的界限所在。缺氧水体的上界面是中凸的，黑海边缘部分的该界面深度约为250 m，而至海的中央区域该界面深度上升为150 m（图9-6）。缺氧水体中包含硫化氢。所以黑海水深150～250 m以下的缺氧水体对于所有鱼类和无脊椎生物都是致命的。
图9-6 黑海水体盐度分层造成水体下层缺氧环境
黑海目前因盐度梯度导致的水体分层格局形成于距今约3000年前。在距大约22000年前黑海是一个淡水湖泊。在近11000年前，由于气候转暖冰盖退缩，地中海海面上升，海水侵入黑海。至距今约7000年前，包含硫化氢的缺氧水体开始形成。黑海水体分层、下层水体缺氧格局的直接后果就是沉积物中有机质丰度大幅度提升。形成于距今约7000年到3000年期间的大约40 cm厚的黑色纹层状富有机质泥，其有机碳含量变化从3.85%到14.95%，而在更早的形成于充氧条件下的沉积物中，有机碳含量变化从0.65%到0.69%。黑海近3000年以来形成的沉积物是由白色颗石藻与黑色富有机质泥交替组成的软泥，其有机碳含量仍较高，为大约1%～6%。
对于湖泊沉积环境而言，无论何种条件下形成的水体分层，其结果都是造成湖泊水体底层的贫氧或缺氧，而贫氧或缺氧环境是有利的有机质保存条件。
前面提到，根据坦噶尼喀湖现代沉积有机质的研究结果，人们认识到具有高生产力湖表层和一个长期缺氧的湖下层可能是最有利的烃源条件，因为湖泊高生产力造成了富烃源岩形成的有利的物源条件，而湖底的缺氧环境为沉积物中有机质的富集提供了有利的保存条件。
20世纪80年代，出于探索湖相富烃源岩形成的最佳环境条件，非洲现代湖泊中的有机质沉积作用曾引起许多学者的关注。当然，有机质堆积作用正在进行的现代沉积盆地是理解控制烃源岩形成因素的最好场所，也是了解有机质分布与沉积相关系的最理想场所。尽管Talbot（1988）认为维多利亚湖可能为沉积绿河组的古Gosiute湖提供了一个最好的现代相似类型，但他对于该湖北部近岸区的Ibis1孔柱状样的古湖泊学研究（Talbot等，1989），直接的目的却在于解释响应晚第四纪气候变化的湖平面升降变化。由于Talbot在他的研究中应用了多项有机质分析指标，并且根据沉积物中有机质数量和质量的变化，确定随湖水深度变化发生的有机质保存条件（充氧的或是贫氧的）改变，这对于正确理解古湖的烃源条件起到了重要的启迪作用。
Ibis1孔柱状样长9.90 m，取自水深32 m的Damba Channel（图9-7）。图9-8列出了该柱状样深度6.9～9.9 m段的沉积物特征和有机质分析指标。该段沉积物底部的绝对年龄是17310±300 a.B.P.；靠上部的深度7.9 m处的绝对年龄是11710±120 a.B.P.。从该段沉积物中可以鉴别出两个间断面。其一是深度8.20 m处，证据是这里有一显著的沿岸带生长的腹足动物化石层；其二是深度8.85 m处，证据是在此见到贝壳碎片，以及沉积物颜色变化、失水龟裂和假根或虫穴痕迹。
图9-7 维多利亚湖及Ibis1孔位置
图9-8 Ibis1孔柱状样深度6.9～9.9 m层段的沉积物特征和有机质分析指标
图9-8中出示的该段沉积物中有机质指标变化大致可分为三段。下段是指下间断面（深度8.85 m）以下的沉积层，特征是沉积物中藻类（主要是葡萄藻群体）遗骸多，无定形有机质少，草质在底部较少，往上增多；HI值和TOC值在底部较高，但往上到间断面降低，δ13C值为-16.1‰～-18.4‰。中段是指两个间断面之间的沉积层，特征是沉积物中藻类遗骸和无定形有机质少，草质多，含木质和煤质；HI值低而TOC值较高，δ13C值为-16.5‰～-17.3‰。上段是指上间断面（深度8.20 m）以上的沉积层，特征是沉积物中藻类遗骸和无定形有机质都由下往上显示增多的趋势，草质则相反；HI值和TOC值较高，且往上大幅度升高，δ13C值为-21.1‰～-22.7‰。Talbot在这里将δ13C值作为有机质物源指标，由藻类和或森林木本植物产生的有机质，其δ13C值一般要比沼泽或陆地草原的C4草本植物源有机质更加偏负。
关于上述三段沉积物形成环境的解释是，下段是湖平面趋于下降阶段的产物，水体由较贫氧变为充氧。中段的沉积有机质几乎完全由惰质有机质组成，是湖滨岸沉积物的特征，意味着当时湖面比现今低35～40 m，完全是不利于富氢有机质保存的充氧环境。上段沉积物中的HI值达到400以上。在热带非洲的湖泊中，这是形成于永久性或季节性缺氧湖底环境的标志。所以上段沉积时湖水加深，直至有利于富氢有机质保存的湖底缺氧环境形成。
在这三段反映不同沉积环境的沉积物中，最值得回味的是下段和上段中所包含的藻类遗骸。两者的共同之处是都多含藻类遗骸，但其他的有机质指标都相差甚大，尤其是HI值和无定形有机质。HI值在上段中可高达581，而在中段和上段中分别为78和180；无定形有机质在中段和下段中一直为少量，而到上段则明显增多。Talbot认为从藻类和无定形有机质依次到草质，木质，再到煤质，从有机质保存能力角度而论，是一个增强的序列。伴随这一序列的氢含量指标是一个降低的序列（表9-4）。由此可见，Ibis1孔柱状样深度6.9～9.9 m段的沉积物特征和有机质分析指标蕴涵了晚更新世维多利亚湖北部沉积有机质保存条件变化的信息，上段沉积物里的沉积有机质是最不易保存的，δ13C值相对偏负暗示其多属于藻类来源，而它们恰是最具有生烃潜力的组分，其富集于缺氧环境下形成的沉积物。所以，上段沉积物形成时，沉积地点的水较深，生产力高，水体分层，湖底缺氧。
表9-4 氢指数变化于不同有机质类型的保存能力
尽管维多利亚湖北部Ibis1孔柱状样深度6.9～9.9 m段沉积有机质变化序列取决于气候引起的湖平面变化，但其可以被看作是湖相地层沉积有机质数量和质量纵向变化序列的一个缩影，因为长记录的古湖湖平面变化往往更多地直接受到构造和沉积因素控制，而沉积有机质数量和质量对于湖泊发育、湖平面变化的响应应当是相同的。
图9-9 坦噶尼喀湖北部湖底表层沉积物总有机碳（TOC）值
前已提及，非洲现代湖泊中，坦噶尼喀湖便是典型的大型缺氧湖，湖水下层持久地缺氧，那里正在形成着富有机质的沉积物。它与维多利亚湖等其他湖泊之间有机质沉积作用的差异属于同一地区不同湖泊之间的差异。但是，坦噶尼喀湖真正吸引人的地方是其本身湖底沉积有机质数量和类型分布的差异性。Huc等（1990）对于坦噶尼喀湖北部湖底表层沉积物中有机质进行的研究，是证实和理解这些差异性的实例。关于该湖北部湖底表层沉积物的总有机碳含量可达到12%的事实，Huc等认为这是综合因素的结果：①有机质较高的生产力；②湖泊深而狭窄的几何形态和不畅的水循环；③稳定的暖热带气候导致的持久的水体分层。图9-9和图9-10分别出示的是坦噶尼喀湖北部湖底表层沉积物的TOC值和HI值分布特征。
图9-10 坦噶尼喀湖北部湖底表层沉积物氢指数（HI）值
由图9-9中可见TOC值在湖周界的边缘地区反映的是贫有机质特征，TOC值小于1%。往湖泊中央去，TOC值在一个很狭窄的区域内急剧增加，从小于1%上升到大于2%。TOC值急变的狭窄区域，水深一般为50 m，处于温跃层的上面。对此的解释之一即是因为温跃层以上水体中溶解氧的较多存在。足够的氧使得底栖生物能够存活，并能够消耗由水表层沉降下来的有机物。此外，表层沉积物会被洞穴生物混合，这种作用延长了有机质经历分解作用的时间，从而显著地减少了沉积物中有机质的含量。图9-10中的HI值在湖泊边缘明显低于湖中央，这在研究区北部和东部很明显。对于这一现象的最好的解释是，陆源有机质的输入作用的强弱变化是造成沉积物中有机质类型差异的主要原因。入湖径流带来的陆生高等植物质会降低沉积物里湖生的富氢有机质的比例。研究区北部的河口区陆源输入活跃，此地表层沉积物显示了很低的HI值。往南河流沉积输入逐渐减弱，HI值稳定地升高。
相对不同湖泊之间对比而言，同一湖泊不同区域沉积物中有机质特征的比较更有意义。因为湖泊之间不同的有机质生产力和各湖泊不同的陆源有机质的输入使得有机质特征比较变得较为复杂。如坦噶尼喀湖的初始生产力为400～500 gC/（m2·a），而维多利亚湖初始生产力为370～1460 gC/（m2·a），基伍湖初始生产力为450～770 gC/（m2·a）。如此说来，用坦噶尼喀湖这样的有机质生产力变化较小，入湖径流较少的湖泊来讨论湖底表层沉积有机质分布特征及其控制因素要有力得多。结果表明，不同的湖水深度、湖底环境以及不同的陆源输入作用造成沉积有机质数量和质量的极大差异。理解了这一点就有可能进一步理解为何陆相盆地内各凹陷之间烃源岩的贫富程度相差悬殊，从而加深认识研究确定富烃源岩、富生烃凹陷对于油气勘探的重要性。