1993—2016年喀喇昆侖山中部Shigar流域冰川物質平衡變化空間特征研究

王璐，王寧練，3，李志杰，陳安安，夏瑋靜

（1.陜西省地表系統與環境承載力重點實驗室，陜西西安710127；2.西北大學城市與環境學院地表系統與災害研究院，陜西西安710127；3.中國科學院青藏高原地球科學卓越創新中心，北京100101）

0 引言

山地冰川是冰凍圈的重要組成部分［1］，是氣候變化的靈敏指示器之一［2-3］，同時也是重要的淡水資源，被稱為“高山固體水庫”［4］。最新研究結果表明高亞洲大部分流域冰川融水對河流補給量將在本世紀中葉達到峰值，到本世紀末，冰川融水對河流徑流的補給率將有明顯的下降趨勢［5-8］。因此，冰川變化的長期監測和研究在水資源保護和利用、區域可持續發展、災害預警等方面具有重大意義。

受氣候變暖的影響，全球大多數山地冰川在過去100年間處于退縮狀態，在近幾十年內呈加速退縮趨勢［9-11］。高亞洲地區冰川亦普遍萎縮，并呈現出自東南向西北萎縮速率逐漸變小的空間格局［12］。Hewitt［13］發現從20世紀90年代后期開始喀喇昆侖山中部冰川出現了停滯和前進現象，提出了“喀喇昆侖異常”，引起了國內外眾多學者的關注和討論［12-17］。Farinotti等［18］指出喀喇昆侖的兩個顯著異常特征是微弱的正物質平衡和大量的躍動冰川存在。Gardelled等［19］基于SRTM DEM和SOPT5立體像對利用大地測量學方法估算得出在喀喇昆侖山中部1999—2011年間冰川呈正物質平衡，為（+0.10±0.16）m w.e.·a-1；Ka¨a¨b等［20］基于SRTM DEM和ICESat數據估算得出喀喇昆侖山2003—2008年冰川高程變化：冬季為（+0.41±0.04）m·a-1，秋季為（-0.07±0.04）m·a-1。有研究［21-22］指出近二十年來喀喇昆侖山冰川末端前進、退縮和穩定等現象同時存在，大量冰川正在發生躍動或曾出現過躍動。因此，喀喇昆侖山冰川變化存在明顯的空間差異性，其冰川變化的異常現象主要表現為冰川的前進和躍動。但目前來說，對喀喇昆侖山不同類型冰川的研究，尤其是對不同運動狀態冰川的表面高程變化和物質平衡的研究較少，這種異常現象值得進一步關注。

冰川變化是由氣候、地形、冰川自身規模等多種因素共同作用導致的。一般情況下，在空間區域較小的范圍內，氣候變化的特征通常趨向于一致化［23］。因此對于空間范圍較小的區域而言，氣候變化是導致冰川變化總體特征的主要因素［24］，而地形特征和冰川自身的規模特征等則是導致冰川變化差異性的主要因素。本研究選取喀喇昆侖山中部冰川變化差異較大的Shigar流域為研究區域，以探究同一區域內同時存在的不同類型冰川的面積變化、表面高程變化、物質平衡變化及其可能的原因。

1 研究區概況

Shigar流域位于印度河上游，喀喇昆侖山中部，介于74°53′～76°45′E和35°19′～36°07′N之間，流域面積約6.92×103km2。流域內地形高聳，海拔分布在2 150～8 611 m之間，45%左右的地區海拔高于5 000 m［25］。Shigar流域受高聳地形的影響，氣溫低且溫差大［26］，流域降水主要受西風氣流的影響，陡峭的地形導致氣流的頻繁擾動，使得山地降水相對豐富。流域內山地冰川廣泛發育而且規模較大，其中巴爾托洛冰川和Biafo冰川的面積分別高達809.11 km2和559.81 km2。

2 數據與方法

2.1 數據來源

本研究采用的遙感影像數據（表1）來源于的Landsat系列衛星搭載的TM/ETM+/OLI傳感器，影像均下載于美國地質調查局網站（USGS，http：//www.usgs.gov）。本文盡可能選擇消融季末期、云雪覆蓋較少的影像，最終選擇了1990—2016年的影像，其中以1993年、2000年、2016年3個時期的影像共計12景提取冰川邊界，選擇共計14景影像判定躍動冰川的運動特征。所有影像都由USGS進行了輻射校正和地面控制點校正以及地形校正。TM影像數據分辨率為30 m，ETM+/OLI影像數據采用Gram-Schmidt光譜銳化方法［27-28］進行多光譜與全色波段融合后分辨率為15 m。

圖1 Shigar流域地理位置及冰川分布Fig.1 Map showing the geographic location of Shigar basin and distribution of glaciers

本研究中的DEM數據采用了SRTM 3 DEM（http：//eros.usgs.gov）和TanDEM-X DEM（https：//download.geoservice.dlr.de/TDM90/），兩者的空間分辨率都為90 m。由于SRTM DEM是基于EGM96大地水準高的正常高，而TanDEM-X DEM是基于WGS84橢球體的大地高，因此需要通過hwgs84=HEGM96+NEGM96geoid將TanDEM-X DEM從WGS84橢球高轉換為EGM96大地水準高。此外，在目視解譯冰川邊界過程中，還參考了Randolph Glacier Inventory 6.0編 目 數 據（http：//www.glims.org）和Google Earth高分辨率影像。

2.2 冰川邊界提取

2.2.1 冰川邊界提取方法

基于遙感影像提取冰川邊界的方法主要有人工目視解譯方法和監督分類、非監督分類、比值閾值法、積雪指數閾值法等自動分類方法［29］。Shigar流域所在的喀喇昆侖山中部地區冰川末端有大量表磧覆蓋，而當前尚無普遍適用的表磧型冰川邊界自動化提取方法［30］，并且計算機自動解譯的結果通常需要進行大量的人工修正。因此，本文采用目前精度較高的目視解譯方法提取冰川邊界。

為了減小冰川邊界提取中的誤差，首先利用ENVI軟件對ETM+/OLI影像數據進行多光譜與全色波段融合，然后利用ArcGIS 10.4軟件對影像進行假彩色合成，對于裸冰區而言，直接根據冰川區與非冰川區顯著的色彩差異進行冰川邊界的數字化，精度可以達到像元級。對于表磧覆蓋區的識別主要是參考冰川編目數據［31］，依據冰川末端的水文特征和兩側地形條件：一方面是由于冰川的長期融水及融水的沖刷，使得冰川末端形成較明顯的水系出露，這是識別有表磧覆蓋的冰川末端的標志之一；另一方面是冰舌部位表磧覆蓋區與冰川兩側地形相比有較大的高程差，可利用DEM數據來獲取等高線用于判斷冰川末端表磧覆蓋。相鄰冰川以山脊線為界劃分。在解譯完成后，將目視解譯的冰川邊界與RGI 6.0冰川邊界對比，可看出目視解譯的冰川邊界準確度較高，可有效避免將積雪誤判為冰川［圖2（a）］。同時，利用Google Earth影像對冰川邊界進行檢驗，發現目視解譯的冰川邊界能將冰川末端的表磧覆蓋區準確的包括在內［圖2（b）］。考慮到遙感影像的分辨率狀況，本文只統計面積大于0.01 km2的冰川［32］。

表1 遙感影像數據Table 1 Remote sensing images

利用Landsat衛星遙感影像（表1）來確定1993年和2016年的冰川末端位置變化情況，用于判斷1993—2016年間冰川是否發生了前進或退縮，還是保持穩定。參考Rankl等［16］提出的定義：當冰川末端至少變化60 m時，該冰川才能被判斷為前進或者退縮。本研究根據該定義來進行冰川分類：當冰川末端前進超過60 m時為前進冰川；冰川末端退縮超過60 m時為退縮冰川；否則為穩定冰川。冰川末端變化利用冰川主流線長度變化來確定，冰川主流線通過自動識別方法和結合后期人工修正來提取。自動提取方法原理如下：首先利用DEM數據識別冰川最低點和局部最高點，然后通過冰川邊界點構建泰森多邊形，基于泰森多邊形頂點特性選擇和優化路徑，得出冰川主流線，最后選取冰川主流線中最長路徑即為冰川長度。躍動冰川是指周期性發生快速運動的冰川，當冰川躍動時，冰川會在短時間內出現快速前進，其速度往往是平時的數倍至上百倍，冰川躍動后，可能會出現數年冰川補償性后退［33］。本研究基于前人的研究成果［21，34-38］來確定躍動冰川，同時結合冰川末端運動速度、冰川表面高程變化來判斷冰川是否在研究時段內發生過躍動。

圖2 目視解譯冰川邊界Fig.2 Glacier boundary based on manual visual interpretation：comparison with Randolph 6.0 Glacier inventory（a）；the high-resolution Google Earth imagery was used to verify glacier boundary（b）

2.2.2 冰川邊界精度評價

冰川邊界人工提取的精度主要受人為判讀誤差、遙感影像質量和空間分辨率等因素的影響［39］。在目視解譯工作開始前，工作人員均通過專家培訓系統地學習了冰川學的相關知識，盡可能減少人為誤判帶來的誤差。有研究對USGS所提供的正射矯正后的Landsat遙感影像進行正射精度檢驗，發現其檢驗的大部分影像矯正精度在1/2個像元左右，因此USGS提供的Landsat遙感影像具有相當高的校正精度［40］，因此本文未對影像進行進一步矯正，僅考慮遙感影像空間分辨率造成的誤差，采用下式計算［41］：

式中：β為單條冰川面積的不確定性；N為冰川邊界所經過的像元數量；λ為空間分辨率。計算得到1993年、2000年、2016年冰川面積提取的誤差值分別為±160.73 km2、±80.87 km2、±80.69 km2。

計算冰川面積變化的不確定時，考慮到山地冰川面積變化主要發生在冰川中下部［42］，因此計算誤差時僅涉及冰川末端發生變化的部分，采用下式計算［43］：

式中：βAB為兩期冰川面積變化誤差，βA和βB分別為單期冰川面積提取誤差。

2.3 冰川物質平衡計算方法

2.3.1 DEM配準及校正

（1）空 間 配 準：SRTM DEM和TanDEM-X DEM的獲取時間分別為2000年和2013年，在這13年內，非冰川區的地形是基本保持穩定的。因此基于非冰川區DEM的高程差進行多源DEM間的空間配準。不同DEM之間空間匹配誤差導致的高程差dh與坡度α、坡向φ之間存在明顯的統計關系，因此可以利用該關系對偏差進行校正［44］：

（2）高程殘差校正：多源DEM在經過空間匹配后仍會存在一定的高程殘差，高程殘差的存在主要與DEM的空間分辨率有關。多源DEM之間的高程殘差和地表最大曲率之間存在統計學關系，這種關系在冰川區和非冰川區表現出良好的一致性［45］，因此可利用非冰川區高程殘差和地表最大曲率之間的關系對冰川區的高程殘差進行校正［46］。

（3）SRTM DEM透射深度校正：由于SRTM C波段數據對冰雪有一定的穿透能力，而X波段數據對冰雪的穿透可忽略不計。因此本研究利用SRTM X波段數據對C波段數據的冰雪透射深度進行估算和校 正［22，45，47］。校 正后 的 結 果 顯示 在Shigar流 域SRTM C波段對雪冰的平均透射深度約為0.85 m。

（4）剔除異常值：為更真實的反映冰川表面高程變化，根據冰川表面高程變化圖以及高程變化的柵格值和柵格數量直方圖得出有95%以上的柵格集中±150 m范圍內。因此本文設定±150 m為閾值范圍來剔除不同DEM間高程差的異常值［19］。

2.3.2 冰川物質平衡估算采用以下公式計算［48］：

式中：B表示物質平衡，ρ為冰川體積向物質平衡轉換的密度，本文采用Huss推薦的平均密度850 kg·m-3作為轉換密度［49］。Sg表示冰川面積，n為冰川區的像元總數，Δhi表示研究時段內像元點的高程差異，Sp表示單個像元的面積。

2.3.3 誤差評估

利用平均標準誤差來評估冰川表明高程變化的不確定性［50］：

式中：σ為不同DEM數據間高程變化的相對誤差；SE表示平均標準誤差；N為空間去相關處理后的像元個數，空間去相關距離為600 m［51］；STDVnoglacier表示非冰川區高程差的標準差；MED表示非冰川區的平均高程差。

研究時段的物質平衡不確定性UM用下列公式計算：

式中：t表示研究時段長度（2000—2013年）；Δh代表冰川區的平均高程差；Δρ為冰密度的不確定性（60 kg·m-3）；ρW和ρI分別表示水密度（1 000 kg·m-3）和轉換密度（850 kg·m-3）。

3 結果與分析

3.1 冰川面積變化

2016年Shigar流域內分布有冰川516條，總面積為（2 895.30±80.69）km2，約占流域面積的42%。1993—2016年間Shigar流域冰川面積由（2 897.97±160.73）km2減少到（2 895.30±80.69）km2，年均萎縮率為（-0.00±0.02）%·a-1（表2）。1993—2000年和2000—2016年兩個研究時段冰川面積變化率分別為（+0.01±0.02）%·a-1和（-0.01±0.02）%·a-1，表明近20年來Shigar流域冰川面積變化微弱。同時，由于冰川末端前進導致冰川匯合，研究區內冰川數量由1993年的519條減少為516條。總體看來，1993—2016年間Shigar流域冰川基本處于穩定狀態，面積變化非常微弱；部分冰川還存在擴張現象，主要表現為冰川末端的前進和躍動。

表2 1993—2016年Shigar流域冰川面積變化Table 2 Changes in glacier area of the Shigar basin during 1993—2016

基于1993—2016年流域內冰川末端變化和冰川表面高程變化情況，本研究將冰川分為躍動冰川、前進冰川、穩定冰川和退縮冰川進行討論。1993—2016年間，有25條冰川發生躍動［21，34-38］，68條冰川末端發生前進，50條冰川末端發生退縮，376條冰川末端保持穩定。其中，在68條前進冰川中，有41條在1993—2000年發生過前進，23條在2000—2016年間發生過前進，4條冰川在1993—2016年間持續前進。在此期間，冰川躍動導致流域冰川面積增加1.30 km2，冰川末端前進導致流域冰川面積增加0.86 km2，冰川末端退縮導致流域冰川面積減少3.48 km2，穩定冰川面積減少了1.34 km2。

3.1.1 冰川規模特征

躍動冰川中冰川長度最大值為12.58 km（平均值為6.30 km），前進冰川中冰川長度最大值為12.30 km（平均值為3.34 km），退縮冰川中冰川長度最大值為16.80 km（平均值為3.08 km），穩定冰川中冰川長度最大值為62.97 km（平均值為1.87 km）。從不同長度區間內各類型冰川數量占該類冰川總數量的百分比［圖3（a）］可看出，躍動冰川的冰川長度相比其他3類冰川要集中在較長范圍，60%的躍動冰川長度＞5 km；前進冰川比退縮冰川的冰川長度要略長，但這兩類冰川均有超過70%的冰川長度在1～5 km內；穩定冰川長度多集中在＜1 km的范圍內，但流域內長度＞40 km的冰川共有4條，其中3條為穩定冰川。

圖3 Shigar流域內躍動冰川、前進冰川、退縮冰川和穩定冰川在不同長度規模（a）和面積規模（b）等級內的數量占比Fig.3 Quantity percentage of surge-type，advancing，retreating，and stable glaciers in different glacier length（a）and area（b）in the Shigar basin

從不同規模內各類型冰川數量占該類冰川總數量的百分比［圖3（b）］可看出，躍動冰川多為較大規模，60%的躍動冰川面積＞5 km2，這與冰川長度分布規律一致；74%的前進冰川分布在規模0.5～5 km2范圍內；有50%的退縮冰川面積＜1 km2，退縮冰川多為小規模；穩定冰川規模差異較大，流域內規模＞50 km2的6條大冰川中有5條均為穩定冰川，此外，穩定冰川中有75%的冰川規模＜1 km2。結合不同規模中各類冰川數量占比可看出，在流域內氣候條件變化一致的情況下，大規模冰川對氣候變化的響應較小規模冰川要滯后，更容易保持穩定狀態。

3.1.2 冰川地形特征

根據流域內的山谷位置將流域分為四部分，分別是Chogo Lungma區域（Ch）、Biafo區域（Bi）、Panmah區域（Pa）和巴爾托洛區域（Ba）。從不同類型冰川的空間分布（圖4）可看出，躍動冰川主要分布在Pa區域和Ba區域南部山坡的北朝向地區，躍動冰川與前進冰川分布地區具有一致性；此外，前進冰川還分布在Ch地區；退縮冰川主要分布在Ch區域和Shigar河干流東部山坡的東朝向地區。同時還發現流域內的4條特大規模冰川（巴爾托洛冰川面積為809.11 km2、Biafo冰川面積為559.81 km2、Panmah冰川面積為305.94 km2、Chogo Lungma冰川面積為287.61 km2）在研究時段內保持穩定狀態，且冰川末端都有大面積表磧覆蓋。

圖4 Shigar流域內躍動冰川、前進冰川、退縮冰川和穩定冰川的空間分布Fig.4 Spatial distribution of surge-type，advancing，retreating，and stable glaciers in the Shigar basin

通過對不同類型冰川的最低海拔統計得出躍動冰川的最低海拔普遍高于其他類型冰川，前進冰川的最低海拔普遍高于退縮冰川，這可能是由于隨著海拔的增高氣溫降水條件改變，使得冰川積累量增加，進而對冰川運動狀態產生影響。同時，從不同海拔帶內各類冰川面積變化率［圖5（a）］可看出，躍動冰川在海拔＜5 000 m的范圍內冰川面積增加，在海拔＞5 000 m的范圍內冰川面積變化微弱，面積變化率幾乎接近于0；前進冰川面積增加率隨著海拔升高不斷減少；退縮冰川在各海拔帶內的面積均呈減少狀態，并隨著海拔的升高退縮冰川面積減少率逐漸減小；各海拔帶內的穩定冰川面積變化微弱。同時冰川面積變化主要發生在低海拔地區。以上分析說明冰川的躍動和前進在很大程度上彌補了冰川退縮所造成的流域內冰川面積減少。將冰川覆蓋范圍內的地形平均坡度視為冰川坡度，對冰川坡度進行統計后發現流域內冰川主要分布在坡度20°～30°的范圍內，但通過統計各坡度范圍內各類冰川的數量占比［圖5（b）］發現冰川末端變化與冰川坡度并無顯著相關關系。

圖5 躍動冰川、前進冰川、退縮冰川和穩定冰川在不同海拔帶內冰川面積變化率（a）和不同坡度等級內冰川數量占比（b）Fig.5 Area change rates in different altitudes（a）and quantity percentage in different slopes（b）of surge-type，advancing，retreating，and stable glaciers in the Shigar basin

3.2 冰川物質平衡

有研究［34］指出TanDEM-X DEM更適用于冰川表面高程變化研究，本文基于SRTM DEM和Tan-DEM-X DEM采用大地學測量方法對Shigar流域的冰川物質平衡進行了估算。結果表明（圖6），在2000—2013年間，Shigar流域內冰川表面高程變化速率為（-0.00±0.04）m·a-1，冰川物質平衡估算結果為（-0.00±0.03）m w.e.·a-1，表明2000年以來Shigar流域冰川基本保持穩定。其中，2000—2013年躍動冰川物質平衡為（+0.17±0.03）m w.e.·a-1，前進冰川物質平衡為（-0.01±0.03）m w.e.·a-1，退縮冰川物質平衡為（-0.22±0.03）m w.e.·a-1，穩定冰川物質平衡為（-0.01±0.03）m w.e.·a-1，表明流域內冰川物質平衡保持穩定主要是受躍動冰川物質增加影響。

圖6 2000—2013年Shigar流域冰川高程變化Fig.6 Glacier elevation change in the Shigar basin during 2000—2013

流域內不同海拔帶內的冰川表面高程變化（圖7）表明，在海拔4 400～5 600 m的中高海拔地區冰川表面高程主要呈升高狀態，在海拔＜4 400 m的地區冰川表面高程降低，原因可能是隨著海拔增高氣溫逐漸降低，降水量增加，冰川積累量逐漸增加；而在海拔＞5 600 m的高海拔地區冰川表面高程降低，原因可能有以下兩方面：一方面是在海拔＞5 600 m的地區地形平均坡度＞35°，在這樣的陡峭地區降水不易被保存，同時容易發生冰崩、雪崩等現象，從而使得冰川物質減少，另一方面是在高海拔陡峭地區不同DEM數據之間的配準誤差較大。

圖7 2000—2013年不同海拔帶內冰川面積和表面高程變化Fig.7 The glacier area and elevation change in different altitudes during 2000—2013

表3 中對不同學者的研究成果進行了對比，發現在不同的研究中喀喇昆侖山中部地區冰川均呈微弱正平衡或接近零平衡的狀態。不同研究結果的差異可能是研究區、研究時段、研究方法、轉換密度和SRTM C波段透射深度等的選擇不同造成的。但總體來說，研究區內冬季降水量增加和夏季氣溫下降使得冰川積累量增多、消融量減少［17，22］，冰川基本保持穩定，進一步印證了“喀喇昆侖異常”。

表3 喀喇昆侖地區冰川物質平衡的不同研究結果Table 3 Different results of glacier mass balance of the Karakoram

3.2.1 冰川高程變化特征分析

對不同類型冰川的表面高程變化隨冰川長度的變化進行歸一化處理（圖中0代表冰川末端，1代表冰川頂部，冰川長度為冰川主流線）后發現（圖8），四類冰川表現出不同的表面高程變化模式：躍動冰川末端及消融區冰川表面顯著升高，冰川中上部呈微弱降低，而冰川上部微弱升高；前進冰川末端表面高程升高，但升高程度小于躍動冰川，且前進冰川中部微弱降低，中上部微弱升高，上部呈降低狀態；退縮冰川末端表面高程降低，中部略有升高，上部則降低；穩定冰川除上部表面高程降低較明顯外，其他部分冰川表面高程變化十分微弱。

統計四類冰川在不同海拔帶內和不同坡度區間的表面高程變化（圖9）可看出：躍動冰川在海拔3 600～4 600 m的地區表面高程明顯升高，在海拔5 000～5 800 m且坡度＜45°的地區表面高程微弱升高，而在海拔＞5 800 m的地區以及海拔4 600～5 800 m且坡度＞50°的地區躍動冰川表面高程降低明顯；前進冰川表面高程升高主要發生在海拔＜3 600 m的冰川末端和海拔4 400～5 600 m的地區，表面高程降低主要發生在海拔5 600～5 800 m且坡度＞45°的冰川上部地區和海拔3 600～4 200 m的地區；退縮冰川表面高程升高主要發生在海拔4 600～5 400 m且坡度＜40°的地區，表面高程降低主要發生在海拔＜4 400 m的冰川末端和冰川消融區；穩定冰川表面高程升高主要發生在海拔4 400～5 800 m且坡度＜40°的地區，表面高程降低主要發生在海拔＜4 400 m且坡度＜35°的地區和海拔＞4 600 m且坡度＞45°的地區。同時結合研究時段內冰川表面高程變化隨冰川長度的變化可得出：在相同區域氣候條件下，躍動冰川物質積累量大從而使得冰川表面高程升高明顯，同時推動躍動冰川末端向前運動；前進冰川上部物質積累并且積累的物質向下運動從而推動冰川末端不斷緩慢前進；退縮冰川物質積累量少、冰川末端及消融區物質虧損量大從而影響冰川末端逐漸退縮；穩定冰川總體高程變化微弱，但也主要表現在冰川中上部呈物質積累，冰川下部呈物質虧損。

圖8 躍動冰川（a）、前進冰川（b）、退縮冰川（c）和穩定冰川（d）表面高程變化隨歸一化冰川長度的變化Fig.8 The normalized glaciers，length distribution of elevation changes of surge-type（a），advancing（b），retreating（c），and stable（d）glaciers

4 結論

本研究基于Landsat系列遙感影像、SRTM DEM、和TanDEM-X DEM等資料分析了喀喇昆侖山中部Shigar流域不同類型冰川的面積變化和物質平衡，結果表明：

（1）1993—2016年間Shigar流域冰川面積減少了（2.67±14.79）km2。其中，躍動冰川面積增加了1.30 km2；前進冰川面積增加了0.86 km2；退縮冰川面積減少了3.48 km2，穩定冰川面積減少了1.34 km2。冰川前進和躍動在一定程度上抵消了冰川退縮所造成的冰川面積減少。

（2）2000—2013年間Shigar流域冰川物質平衡估算結果為（-0.00±0.03）m w.e.·a-1。躍動冰川物質平衡為（+0.17±0.03）m w.e.·a-1，前進冰川物質平衡為（-0.01±0.03）m w.e.·a-1，退縮冰川物質平衡為（-0.22±0.03）m w.e.·a-1，穩定冰川物質平衡為（-0.01±0.03）m w.e.·a-1。流域內冰川保持穩定主要是受躍動冰川物質增加影響。在同一流域內，冰川受相同區域氣候條件的影響，躍動冰川物質積累量大、冰川表面高程升高明顯，推動部分躍動冰川末端向前運動；前進冰川主要表現為上部物質積累并向下運動，推動冰川末端緩慢向前運動；退縮冰川末端及消融區物質虧損量大，冰川末端逐漸退縮；穩定冰川總體保持穩定。

（3）多數躍動冰川的冰川長度和冰川規模都集中在較高范圍內。超過70%的前進冰川和退縮冰川的冰川長度在1～5 km的范圍內，73.53%的前進冰川分布在規模0.5～5 km2范圍內，50%的退縮冰川面積＜1 km2，退縮冰川多為小規模。流域內的4條特大規模冰川（巴爾托洛冰川、Biafo冰川、Panmah冰川、Chogo Lungma冰川）均為穩定冰川，大規模冰川易保持穩定，小規模冰川易發生改變。不同類型冰川的空間分布差異較大，但躍動冰川和前進冰川的空間分布具有一致性。海拔高度通過影響氣溫降水條件從而影響冰川運動狀態，冰川面積變化主要發生在低海拔地區。流域內冰川主要分布在坡度20°～30°的范圍內，但地形坡度對冰川運動狀態差異性的影響不顯著。