CO2驱替方式对特低渗砂岩储层物理性质变化的影响

2020-07-01杨胜来韩海水李佳峻

中国石油大学学报（自然科学版） 2020年3期

王千, 杨胜来, 韩海水, 钱坤, 王璐, 李佳峻

(1.中国石油大学(北京)油气资源与工程国家重点实验室,北京 102249;2.中国石油大学(北京)石油工程学院,北京 102249;3.提高石油采收率国家重点实验室,北京 100083)

特低渗透油藏储层物理性质差含水程度高,开发难度大。CO2具有良好的驱油特性,向储层中注CO2不仅能大幅提高油气藏的油气产量,而且能实现CO2封存[1-5]。但是CO2注入地层后会引发岩石-CO2-地层水相互作用,改变储层岩石的物理性质。对于特低渗砂岩储层,这些物理性质的变化会严重影响流体在储层中的渗流,最终影响注CO2提高采收率及CO2埋存的效果[6-7],特别是在具有高含水饱和度注入井周围的岩石中,矿物、CO2、地层水接触充分,导致储层注水和CO2的能力严重下降。不同的CO2驱替方式也会对储层造成不同的影响,矿场在选择CO2驱替方式时必须考虑不同CO2驱替方式驱替后储层物理性质变化的差异,所选的驱替方式在提高油气采收率的同时必须减少CO2驱替过程中对储层的损害。对CO2在驱替及埋存过程中岩石物理性质研究,主要是通过室内实验借助X射线衍射(XRD)、扫描电镜(SEM)、核磁共振(NMR)、CT扫描、压汞测试等手段,对比分析储层岩石、CO2和地层水接触后,岩石的孔隙度、渗透率、矿物种类及含量、孔隙微观形态、孔隙半径分布等方面的变化,其中实验过程中岩石、CO2和地层水接触方式通常为高温高压下碳酸水浸泡、CO2驱替、碳酸水驱替、气水交替驱替等[8-15]。这些研究大多是针对某种单一CO2驱替方式对储层物理性质的影响,缺乏在相同条件下不同CO2驱替方式之间的横向对比研究,且针对特低渗砂岩储层的系统研究比较少见。另外实验过程会对岩心的物理性质造成不可逆的改变,岩心不能重复使用,同时要使多组实验的结果具有可比性,所有实验所用岩心必须具有相同或相似的初始物理性质。除此之外,在研究驱替前后孔隙半径分布时,多通过取小块岩石样品采用压汞测试的方式[16]。压汞会破坏和污染岩心,不能通过压汞直接得到整块岩心驱替前后孔隙半径分布的变化。针对上述问题,笔者实验前将岩心样品截成3块并取样,在实验前通过NMR、SEM、 XRD、气测孔隙度、渗透率等手段对岩心物理性质进行分析,确保选出作为实验材料的岩心物理性质相近,压汞测试仅在实验后的岩心取样进行。设计3组模拟地层条件下室内CO2驱替饱和地层水岩石实验,实验对比CO2驱及CO2-WAG驱前后岩石的渗透率、孔隙度、孔隙微观形态及孔隙半径分布,并对物理性质变化差异产生的机制进行分析。

1 实验

1.1 实验材料

实验所用岩心HU24取自长庆油田黄3区块特低渗储层(深度2 137.65 m),岩心所含主要矿物为石英、长石、岩屑、碳酸盐矿物、黏土矿物,岩性为砂岩。为了不影响实验结果,实验使用的岩心取自未注过CO2的储层,且在实验前洗去岩心的无机盐和有机杂质,此外岩心质地均匀无层理及裂缝。实验所用CO2为高纯度的CO2(质量分数为99.99%),并根据现场提供的资料配置地层水(组分及其质量浓度为:31.64 g/L CaCl2,0.06 g/L MgCl2,0.18 g/L Na2SO4,19.13 g/L NaCl,0.19 g/L NaHCO3),总矿化度为51.2 g/L。

1.2 岩心的处理及分析

图1 岩心HU24分割示意图Fig.1 Schematic diagram of segmentation on HU24

实验前将岩心HU24分割为HU24-1、HU24-2、HU24-3块等分样品,并分别从每个岩心上切下一片厚度为2 mm的薄片,编号为HU24-A,HU24-B和HU24-C(图1)。为了得到分割后岩石样品基本参数,同时也对岩石样品物理性质的相似性进行验证,实验前对HU24-1、HU24-2及HU24-3进行渗透率(氦气渗透率仪)、孔隙度(氦气孔隙度仪)及核磁共振(NMR,SPEC-023-B核磁共振高温高压渗流实验分析仪)测试,得到岩心的孔渗参数及孔隙半径分布,对HU24-A,HU24-B和HU24-C取样,利用扫描电镜(SEM,SU8010冷场发射扫描电镜)观察新鲜面上孔隙的微观形态, HU24-A,HU24-B和HU24-C剩余部分通过X射线衍射(XRD,D8 Focus X射线衍射仪)分析岩心所含矿物种类及其含量。

HU24岩心样品的基本参数如表1、2和图2所示。

表1 岩心样品基本参数

表2 岩心样品矿物种类及质量分数Table 2 Type and mass fraction of mineral in the core samples %

岩心HU24-2与HU24-3测得的渗透率及孔隙度较为接近,且T2谱重合程度高,表明岩心HU24-2与HU24-3孔隙半径分布较为接近,另外XRD分析结果显示3块岩心矿物种类及含量相似,可以认为岩心HU24-2与HU24-3具有相近的物理性质。所以选用岩心HU24-2和HU24-3分别进行CO2WAG驱和CO2驱实验。岩心HU24-1与另外2块岩心的T2谱和孔隙度、渗透率有所差异,但是差异并不大,所以岩心HU24-1作为参照组进行地层水驱实验。

图2 驱替实验前3块岩心的核磁共振T2谱Fig.2 NMR T2 spectrum of three cores before experiment

1.3 实验设备及实验条件

实验装置主要由恒温箱、2个中间容器(1 000 mL)、3台ISCO泵(注射泵、围压泵、回压泵)、岩心夹持器、5个压力传感器、气液分离器、气体流量计及数据采集系统组成。岩心夹持器竖直放置,避免驱替过程中由于气水两相密度差异的原因造成岩心中非均质的物理性质变化,而影响后续对岩心的分析。实验温度和压力参考实际储层条件(温度65.6～74.3 ℃,压力17.5～19.8 MPa),温度和压力设置分别为70 ℃和18 MPa。

图3 驱替实验装置示意图Fig.3 Schematic diagram of flooding experiment

1.4 实验流程

实验前将设备置于恒温箱中用抗腐蚀管线连接,将CO2及地层水分别装入中间容器中,同时将岩心HU24-3抽真空饱和地层水之后放入岩心夹持器中,并用地层水驱替3VP(VP为孔隙体积)确保岩心完全饱和。调节恒温箱温度至实验温度,并保持24 h后,开始用CO2驱替岩心,出口端压力设置为18 MPa,设置驱替速度为1 mL/h,监控入口端和出口端压力,当压差小于1 h保持不变且总驱替时间大于150 h时停止驱替。

岩心HU24-3驱替结束后,以相同的条件对岩心HU24-2进行CO2-地层水交替驱实验(气水段塞体积比为2∶1,段塞体积为0.3VP[18]),当总驱替时间达到150 h时停止驱替。最后以相同的实验条件对岩心HU24-1进行地层水驱,当入口端和出口端压力保持不变且总驱替时间达到150 h时停止驱替。

每块岩心驱替结束后将其烘干测渗透率和孔隙度,之后重新将岩心抽真空饱和地层水进行NMR测试,得到每块岩心的T2谱。由于NMR 测试的是岩心孔隙地层水中氢原子的信号，因此每次NMR测试前采用称重法确定岩心中地层水饱和的状态相近且饱和充分,避免测得的孔隙半径分布存在较大偏差。从每个岩心驱替上游相同位置截取长度1 cm的圆柱进行压汞测试。最后分别从每块岩心剩余的部分取样利用扫描电镜观察其孔隙形态,每块岩心取3～5块观察样品,观察时所选取的孔隙均为在扫描电镜下特征明显且容易识别尺寸较大的孔隙。

2 实验结果

2.1 渗透率与孔隙度

图4 驱替前后岩心样品孔隙度Fig.4 Porosity of core samples before and after flooding experiments

图5 驱替前后岩心样品渗透率Fig.5 Permeability of core samples before and after flooding experiments

图4和图5分别为实验前后3块岩心孔隙度和渗透率测试结果。可以看出,HU24-1岩心经过地层水驱替后渗透率下降2.52%,下降幅度很小,但HU24-2、HU24-3在驱替前后渗透率都有明显的下降,HU24-2经过CO2-地层水交替驱后,渗透率下降幅度最大(32.75%),HU24-3经CO2驱替后渗透率下降幅度(14.92%)小于HU24-2。而3块岩心的孔隙度在驱替前后变化为1%～2%,幅度很小。

2.2 孔隙半径分布

T2谱中弛豫时间与孔隙半径一一对应,弛豫时间越大代表对应的孔隙半径越大,信号幅度则代表该半径孔隙分布比例,信号幅度越大孔隙分布比例越高。T2谱弛豫时间分布的变化就代表了岩心孔隙半径分布的变化,根据公式(1)将弛豫时间转化为孔隙半径[17],并将信号幅度归一化处理:

T2=Cr.

(1)

式中,T2为弛豫时间,ms;r为孔隙半径,μm;C为转换系数,取值27.52 ms/μm。

岩心的孔隙半径分布见图6和图7。由图6看出,岩心HU24-1在地层水驱替前后T2谱重合程度较高,表明岩心HU24-1在驱替前后孔隙半径分布几乎没有变化。而岩心HU24-2和HU24-3在注入CO2驱之后,T2谱发生偏移,右侧大孔隙分布比例下降,中等半径孔隙分布比例增加,而左侧小孔隙分布与驱替前相差较小。

图6 岩心HU24-1地层水驱前后核磁共振T2谱Fig.6 NMR T2 spectra of core HU24-1 before and after water flooding

对比岩心HU24-2和HU24-3驱替前后T2谱,虽然两块岩心驱替前后孔隙半径分布变化类似,但是岩心HU24-2的T2谱驱替前后变化范围和幅度要大于HU24-3(表3),驱替后岩心HU24-2孔隙半径分布更加集中,岩心HU24-2的T2谱由驱替前的双峰变为驱替后的单峰,岩心HU24-3驱替后的T2谱仍是双峰,但是双峰的宽度变窄。两块岩心孔隙半径分布变化的差异对应了驱替前后渗透率下降幅度的差异。

压汞测试结果见图8。可以看出,驱替后3块岩心的孔隙半径分布之间的差异与T2谱表达的信息相近,尤其是大孔隙的分布状况,验证了2种测试方法的可靠性。然而与T2谱相比,对于同一块岩心压汞测试结果显示大孔隙的比例相对较大,而小孔隙的比例相对较小,这可能是由于3块岩心在压汞测试时平均最大进汞饱和度为91%,小于NMR测试时平均地层水饱和度(98%),汞作为非润湿相很难进入微孔,而且压汞测试仅在岩心的一部分进行。

图7 岩心HU24-2CO2-WAG驱前后及HU24-3CO2驱前后T2谱Fig.7 NMR T2 spectrum of core HU24-2 before and after CO2-WAG flooding and core HU24-3 before and after CO2 flooding

表3 岩心HU24-2、HU24-3驱替前后孔隙半径分布变化
Table 3 Changes of pore radius distribution in coresHU24-2、HU24-3 before and after flooding experiments

岩心编号驱替方式孔隙半径分布r/μm不变增大减小 HU24-2CO2-WAG驱r<0.0360.0360.51 HU24-3CO2驱r<0.120.121.26

图8 驱替3块岩心后压汞测试结果Fig.8 Pore size distribution obtained by results of mercury injection measured on rest of three cores after flooding

2.3 孔隙微观形态

图9 岩心在驱替前后孔隙的扫描电镜照片Fig.9 SEM images of pores before and after flooding experiments

SEM观察结果见图9。可以看出,孔隙形态和充填状况分为2类:一类孔隙主要存在于驱替之前的岩心(HU24-A、HU24-B、HU24-C)及地层水驱替后的岩心HU24-1中,扫描电镜照片显示部分大孔隙壁面较为光滑,且充填物较少(图9(a)),部分孔隙壁面分布蜂窝状蒙脱石、球绒状绿泥石和极少量书页状高岭石,但是这些矿物排列紧密,并没有过多占据孔隙空间以至于喉道被完全堵塞(图9(b)、(c)),此类孔隙形态特征是孔隙和喉道之间有较好的连通性,流体在其中的流动阻力小;另一类孔隙主要存在于CO2-WAG驱替后HU24-2和CO2驱替后HU24-3岩心中,此类大孔隙中有散落的高岭石堆积或者被碎屑充填,孔隙和喉道连通性较差(图9(d)、(e)),另有盐结晶在部分孔隙内形成桥堵(图9(f)),此类孔隙形态对岩石的渗透率是不利的。综上所述岩石注入CO2后,岩心部分孔隙的尺寸及形态发生了较大变化,在整个岩心尺度上表现为岩心孔隙半径分布发生了变化。

对比岩心HU24-2及HU24-3驱替后SEM观察结果发现,岩心HU24-2中被堵塞孔隙的充填物多为松散的片状高岭石和碎屑,盐桥状堵塞较为少见,而在岩心HU24-3中,相对较多的孔隙中出现盐桥形式的堵塞。根据SEM观察的统计结果,岩心HU24-2中大孔隙被堵塞的程度总体上要比岩心HU24-3严重,且岩心HU24-2中被堵塞大孔隙数量也较多,也对应了岩心HU24-2孔隙分布变化大于岩心HU24-3。

3 分析与讨论

3.1 岩石物理性质变化的机制

3.1.1 渗透率与孔隙度

由岩心HU24-1的结果可以看出,地层水驱替后岩心渗透率和孔隙度的变化很小,几乎可以忽略,与SEM观察结果及NMR测试结果一致,表明在本文中实验条件下该驱替速度并没有引发速敏,地层水也没有引起黏土矿物的膨胀,但岩心HU24-2和HU24-3在驱替后气测渗透率都下降了,排除了驱替过程中地层水对实验结果的影响,证明CO2的注入才是岩心驱替后渗透率下降的原因。上述结果与之前类似实验的结果相近,例如Sayegh等[19]观察到,岩心的渗透率在CO2驱替早期阶段迅速下降,然后逐渐增加,但渗透率恢复不到原始值。Yu等[20]对3块组合的低渗砂岩岩心进行了碳酸水驱替实验,驱替后3块岩心的渗透率均有下降,但是下游的岩心渗透率下降要大于上游。Saeedi等[21]利用西澳大利亚CO2埋存场所的砂岩岩心进行了碳酸水和CO2充分的交替驱替实验,观察到驱替后的岩心渗透率有明显下降而孔隙度变化较小。前人的研究认为CO2注入岩心后溶于地层水形成碳酸,引发岩石-CO2-地层水相互作用,使碳酸盐胶结物及基质中长石发生溶解并释放颗粒,在驱替过程中这些颗粒的运移导致了孔隙的堵塞,最终引起岩石渗透率下降[19-20]。

在本文实验中所使用的岩心为特低渗岩心,渗透率的下降更加明显,但孔隙度变化仍然很小,是由于岩心内部发生颗粒运移,导致岩心总孔隙空间体积变化不大,但是颗粒在喉道处的堵塞及在孔隙空间的堆积严重降低了岩石内渗流通道的流通能力。在驱替过程中虽然矿物溶解会导致孔隙增大,能一定程度上增加岩石渗透率,但实验结果表明在本文中实验条件下,尤其是孔喉结构更加细小的特低渗岩心,相对于颗粒运移造成的堵塞而言,矿物溶解引发的渗透率增加并不占主要地位,矿物溶解造成的孔隙度变化也可以忽略。渗透率和孔隙度是岩石物理性质变化的宏观体现,孔隙微观形态结构的变化引起岩心整体孔隙半径分布的变化是岩石渗透率下降的直接原因。

3.1.2 孔隙微观形态

驱替前后岩心HU24-2、HU24-3扫描电镜照片对比显示在CO2长时间注入过程中自生黏土矿物原有紧凑的结构被破坏,造成脱落或新生成的片状高岭石松散的堆积在孔隙内,随着矿物的溶解碎屑颗粒也被释放并运移最终堆积在喉道处或滞留在孔隙壁面,孔隙内流体中的盐析出形成桥堵。这些变化均是岩石-CO2-地层水相互作用及流体的驱替引起的,在砂岩岩石中发生的反应一般包括碳酸盐矿物、碱性长石和黏土矿物的溶解以及新生矿物的沉淀[21-22]。

钾长石:

(2)

绿泥石:

(3)

碳酸盐矿物:

(4)

(5)

高温高压下在酸性环境中,基质表面钾长石会发生溶解,生成可移动的高岭石碎片释放到孔隙中。碳酸盐矿物能够与碳酸迅速反应,岩石颗粒的稳定性会遭到破坏,释放碎屑颗粒,引起更大规模颗粒运移,另外碳酸盐矿物的溶解会导致流体中的Ca2+、Mg2+等浓度增加,当浓度、pH值、温度或压力等外界条件改变时极有可能重新沉淀析出,造成堵塞孔隙[23]。黏土矿物对其表层化学环境的变化很敏感,黏土矿物与超临界CO2之间的相互作用可能导致黏土矿物分解,自生或者新生成的黏土矿物会从岩石基质中释放出来。CO2也会改变黏土矿物层间电荷并引起排斥力,导致黏土矿物分散并在孔隙内运移[24]。因此碳酸盐矿物的溶解和黏土矿物的变化在相对较短的时间内就会造成孔隙空间几何形态发生变化,特别是当各种类型的颗粒随着流体运移,优先堵塞尺寸较小的喉道,而孔隙与喉道的连通性是影响岩心渗透率的关键因素。随后颗粒继续堆积在喉道处,进而引起孔隙尺寸发生变化(图10(c)、(d))。

当含有NaCl的酸性地层水在毛细管压力作用下被抽提到矿物表面后,NaCl溶液会充分暴露在超临界CO2下,发生盐霜反应,析出NaCl晶体[25]。本文实验中高矿化度的地层水在孔隙中与超临界CO2接触,有一定数量孔隙发现盐结晶形成的桥堵,尤其是CO2驱替的岩心内,不仅将大孔隙分割为多个较小的孔隙,也降低了流体在其中流动的能力(图9(f))。

上述原因引起的孔隙微观形态的变化都将严重损害特低渗岩石的渗透率,而孔隙度受到的影响较小。特别是岩石中对岩石渗透率贡献较大的大孔喉,在驱替过程中是流体主要流动通道和颗粒运移的主要场所,因此SEM照片中显示大孔隙微观形态变化明显,在孔隙半径分布中反映出大孔隙比例下降显著。

3.1.3 孔隙半径分布

岩心HU24-2和岩心HU24-3驱替前后T2谱的变化显示,岩心在注入CO2后,孔隙半径分布会发生变化,而岩心的孔隙总体积并没有明显的变化,这代表岩心内不同尺寸的孔隙之间发生了相互转化[10-11,21],且在本文中主要是大孔隙向中等孔隙的转化。孔隙半径分布的变化是岩石所有孔隙微观形态变化的宏观表现,根据孔隙微观形态的变化可以分析驱替过程中孔隙尺寸的转化。对于某个半径孔隙分布比例的变化,可能是由2方面的因素造成:一是该半径的孔隙会发生矿物溶解、颗粒释放(孔隙空间增大),颗粒运移、孔隙堵塞(孔隙空间减小),导致孔隙形态有较大变化,同时可能转变为其他尺寸的孔隙；二是其他尺寸的孔隙也可能因为相同的原因转化为该半径的孔隙,这两种相反的转化共同决定了某个半径孔隙的数量变化情况。但是不同半径的孔隙发生转化的几率及转化的趋势不同:大孔隙发生转化的几率大且大孔隙容易向较小孔隙转化。这是因为在驱替过程中CO2作为非润湿相主要存在大孔隙中,因此大孔隙容易发生矿物溶解,且是流体主要的流动空间,孔隙被堵塞的几率大。另外对于砂岩岩心颗粒运移堵塞孔隙的效果要大于矿物溶解扩大孔隙的效果,虽然矿物溶解及颗粒释放能一定程度增加孔隙空间,但颗粒从孔隙壁面脱落及新生成的黏土颗粒在随流体流动时,可能松散的附着、堆积在此孔隙或其他参与流动的大孔隙中,形成桥堵或完全堵塞吼道,减小被堵塞孔隙的空间甚至将孔隙分割为多个较小的孔隙,使总体孔隙半径更平均也更小[26]。虽然中等孔隙也可能转化为其他尺寸的孔隙,导致比例下降,但根据实验结果,显然这种下降小于由于大孔隙的转变而导致比例的上升。对于更小的孔隙(例如岩心HU24-2中的半径小于0.036 μm),认为这些孔隙中的流体在驱替过程中不流动,不发生颗粒运移,因此这些孔隙几乎没有发生转化的机会。

综上所述,岩心在注入CO2之后物理性质变化的机制主要是矿物的溶解及颗粒的运移，主要包含3个要素:可发生运移的颗粒、颗粒运移的场所、携带颗粒运移的流体。其中岩心中岩石-CO2-地层水相互作用的程度和范围决定可发生运移颗粒的数量,而在岩心孔隙半径分布已确定的前提下,注入流体的类型以及驱替方式决定了另外2个因素,最终影响岩石物理性质的变化。

3.2 驱替方式对岩石物理性质变化的影响

由于在驱替前验证了实验所用3块短岩初始性质的一致性,在驱替实验结束后,岩心物理性质变化的差异(尤其是岩心HU24-2、HU24-3)只能是不同驱替方法造成的。根据岩心物理性质变化机制,结合3种驱替的特征得出不同驱替方式下物理性质变化存在差异的原因主要有3个方面:岩石-CO2-地层水相互作用的程度和范围;发生颗粒运移孔隙的半径范围;颗粒运移的动力。

首先岩石-CO2-地层水相互作用是产生可运移颗粒的原因,是岩石在驱替过程中岩石物理性质变化的前提条件。岩心HU24-1在排除速敏和黏土矿物膨胀等因素后,在驱替过程中不会产生可运移的颗粒,所以岩石物理性质基本无变化。对于CO2-WAG驱的岩心HU24-2及CO2驱的岩心HU24-3,两者在驱替过程中岩石-CO2-地层水相互作用的程度和范围存在较大的差异。CO2驱替岩心时,大孔隙内的部分地层水会先被驱出,CO2主要存在大孔隙中央,剩余地层水多以水膜的形态出现,CO2进入较小孔隙空间主要靠扩散作用,且在多孔介质中的扩散速度较慢。因此在岩心内形成的碳酸的量要少,矿物溶解程度较小,在此过程中主要是盐结晶的生长和黏土矿物原有的紧密的结构遭到破坏,造成释放颗粒的规模小。CO2-WAG驱时岩心内不断补充CO2和地层水,CO2、岩石、地层水接触更充分,岩石-地层水-CO2相互作用的程度相对大。但在CO2驱替时,岩心内超临界CO2量相对大,岩心孔隙出现盐结晶的现象要多。另外气水交替驱的方式具有扩大波及的作用,CO2可以在驱替压差的作用下进入次一级的孔隙中,扩大了岩心中岩石-地层水-CO2相互作用的范围,产生更大规模可运移的颗粒(图10(a)、(b))。

其次在发生颗粒运移孔隙的半径范围方面,相对于CO2驱,在CO2-WAG驱过程中在岩心中颗粒运移的范围更广。单纯CO2驱替时,随着含水饱和度的逐渐下降,CO2在大孔道中成为连续相[27],颗粒的运移与堵塞作用也主要发生在这些大孔道。CO2-WAG驱过程中,一个周期内气驱结束后,气体主要滞留在大孔道内,再进行地层水驱时,由于贾敏效应,流体在大孔道内的流动会受阻[28-29],进而溶有CO2的地层水也会在较小的孔隙流动,次一级的孔隙中也会发生颗粒运移堵塞现象,形态和尺寸发生变化的孔隙会更多,导致更大范围孔隙的半径分布发生变化(图10(a)、(b))。

图10 岩心HU24-2、HU24-3驱替过程中矿物溶解颗粒运移及孔隙堵塞示意图Fig.10 Schematic diagram of particle migration, mineral dissolution and pore blockage in core HU24-2 and HU24-3 during flooding process

最后在颗粒运移动力方面,CO2驱过程中颗粒运移动力要弱于CO2-WAG驱。低速流动的气体携带颗粒能力弱,在CO2驱时非润湿相的CO2气体长时间存在岩心的大孔隙中央,颗粒的运移主要靠液膜或者少量参与流动的地层水。CO2-WAG驱时携带颗粒的主要是地层水,液体携带颗粒运移的能力要远大于气体,并且在气水注入切换时产生压力的波动更加剧了颗粒的释放及运移。

基于以上原因,岩心HU24-2中孔隙堵塞的规模更大,表现为孔隙半径分布变化的范围、幅度和渗透率下降的程度都大于岩心HU24-3。