1993—2016年喀喇昆仑山中部Shigar流域冰川物质平衡变化空间特征研究

王璐，王宁练，3，李志杰，陈安安，夏玮静

（1.陕西省地表系统与环境承载力重点实验室，陕西西安710127；2.西北大学城市与环境学院地表系统与灾害研究院，陕西西安710127；3.中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心，北京100101）

0 引言

山地冰川是冰冻圈的重要组成部分［1］，是气候变化的灵敏指示器之一［2-3］，同时也是重要的淡水资源，被称为“高山固体水库”［4］。最新研究结果表明高亚洲大部分流域冰川融水对河流补给量将在本世纪中叶达到峰值，到本世纪末，冰川融水对河流径流的补给率将有明显的下降趋势［5-8］。因此，冰川变化的长期监测和研究在水资源保护和利用、区域可持续发展、灾害预警等方面具有重大意义。

受气候变暖的影响，全球大多数山地冰川在过去100年间处于退缩状态，在近几十年内呈加速退缩趋势［9-11］。高亚洲地区冰川亦普遍萎缩，并呈现出自东南向西北萎缩速率逐渐变小的空间格局［12］。Hewitt［13］发现从20世纪90年代后期开始喀喇昆仑山中部冰川出现了停滞和前进现象，提出了“喀喇昆仑异常”，引起了国内外众多学者的关注和讨论［12-17］。Farinotti等［18］指出喀喇昆仑的两个显著异常特征是微弱的正物质平衡和大量的跃动冰川存在。Gardelled等［19］基于SRTM DEM和SOPT5立体像对利用大地测量学方法估算得出在喀喇昆仑山中部1999—2011年间冰川呈正物质平衡，为（+0.10±0.16）m w.e.·a-1；Ka¨a¨b等［20］基于SRTM DEM和ICESat数据估算得出喀喇昆仑山2003—2008年冰川高程变化：冬季为（+0.41±0.04）m·a-1，秋季为（-0.07±0.04）m·a-1。有研究［21-22］指出近二十年来喀喇昆仑山冰川末端前进、退缩和稳定等现象同时存在，大量冰川正在发生跃动或曾出现过跃动。因此，喀喇昆仑山冰川变化存在明显的空间差异性，其冰川变化的异常现象主要表现为冰川的前进和跃动。但目前来说，对喀喇昆仑山不同类型冰川的研究，尤其是对不同运动状态冰川的表面高程变化和物质平衡的研究较少，这种异常现象值得进一步关注。

冰川变化是由气候、地形、冰川自身规模等多种因素共同作用导致的。一般情况下，在空间区域较小的范围内，气候变化的特征通常趋向于一致化［23］。因此对于空间范围较小的区域而言，气候变化是导致冰川变化总体特征的主要因素［24］，而地形特征和冰川自身的规模特征等则是导致冰川变化差异性的主要因素。本研究选取喀喇昆仑山中部冰川变化差异较大的Shigar流域为研究区域，以探究同一区域内同时存在的不同类型冰川的面积变化、表面高程变化、物质平衡变化及其可能的原因。

1 研究区概况

Shigar流域位于印度河上游，喀喇昆仑山中部，介于74°53′～76°45′E和35°19′～36°07′N之间，流域面积约6.92×103km²。流域内地形高耸，海拔分布在2 150～8 611 m之间，45%左右的地区海拔高于5 000 m［25］。Shigar流域受高耸地形的影响，气温低且温差大［26］，流域降水主要受西风气流的影响，陡峭的地形导致气流的频繁扰动，使得山地降水相对丰富。流域内山地冰川广泛发育而且规模较大，其中巴尔托洛冰川和Biafo冰川的面积分别高达809.11 km2和559.81 km2。

2 数据与方法

2.1 数据来源

本研究采用的遥感影像数据（表1）来源于的Landsat系列卫星搭载的TM/ETM+/OLI传感器，影像均下载于美国地质调查局网站（USGS，http：//www.usgs.gov）。本文尽可能选择消融季末期、云雪覆盖较少的影像，最终选择了1990—2016年的影像，其中以1993年、2000年、2016年3个时期的影像共计12景提取冰川边界，选择共计14景影像判定跃动冰川的运动特征。所有影像都由USGS进行了辐射校正和地面控制点校正以及地形校正。TM影像数据分辨率为30 m，ETM+/OLI影像数据采用Gram-Schmidt光谱锐化方法［27-28］进行多光谱与全色波段融合后分辨率为15 m。

图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数据采用了SRTM 3 DEM（http：//eros.usgs.gov）和TanDEM-X DEM（https：//download.geoservice.dlr.de/TDM90/），两者的空间分辨率都为90 m。由于SRTM DEM是基于EGM96大地水准高的正常高，而TanDEM-X DEM是基于WGS84椭球体的大地高，因此需要通过hwgs84=HEGM96+NEGM96geoid将TanDEM-X DEM从WGS84椭球高转换为EGM96大地水准高。此外，在目视解译冰川边界过程中，还参考了Randolph Glacier Inventory 6.0编 目 数 据（http：//www.glims.org）和Google Earth高分辨率影像。

2.2 冰川边界提取

2.2.1 冰川边界提取方法

基于遥感影像提取冰川边界的方法主要有人工目视解译方法和监督分类、非监督分类、比值阈值法、积雪指数阈值法等自动分类方法［29］。Shigar流域所在的喀喇昆仑山中部地区冰川末端有大量表碛覆盖，而当前尚无普遍适用的表碛型冰川边界自动化提取方法［30］，并且计算机自动解译的结果通常需要进行大量的人工修正。因此，本文采用目前精度较高的目视解译方法提取冰川边界。

为了减小冰川边界提取中的误差，首先利用ENVI软件对ETM+/OLI影像数据进行多光谱与全色波段融合，然后利用ArcGIS 10.4软件对影像进行假彩色合成，对于裸冰区而言，直接根据冰川区与非冰川区显著的色彩差异进行冰川边界的数字化，精度可以达到像元级。对于表碛覆盖区的识别主要是参考冰川编目数据［31］，依据冰川末端的水文特征和两侧地形条件：一方面是由于冰川的长期融水及融水的冲刷，使得冰川末端形成较明显的水系出露，这是识别有表碛覆盖的冰川末端的标志之一；另一方面是冰舌部位表碛覆盖区与冰川两侧地形相比有较大的高程差，可利用DEM数据来获取等高线用于判断冰川末端表碛覆盖。相邻冰川以山脊线为界划分。在解译完成后，将目视解译的冰川边界与RGI 6.0冰川边界对比，可看出目视解译的冰川边界准确度较高，可有效避免将积雪误判为冰川［图2（a）］。同时，利用Google Earth影像对冰川边界进行检验，发现目视解译的冰川边界能将冰川末端的表碛覆盖区准确的包括在内［图2（b）］。考虑到遥感影像的分辨率状况，本文只统计面积大于0.01 km2的冰川［32］。

表1 遥感影像数据Table 1 Remote sensing images

利用Landsat卫星遥感影像（表1）来确定1993年和2016年的冰川末端位置变化情况，用于判断1993—2016年间冰川是否发生了前进或退缩，还是保持稳定。参考Rankl等［16］提出的定义：当冰川末端至少变化60 m时，该冰川才能被判断为前进或者退缩。本研究根据该定义来进行冰川分类：当冰川末端前进超过60 m时为前进冰川；冰川末端退缩超过60 m时为退缩冰川；否则为稳定冰川。冰川末端变化利用冰川主流线长度变化来确定，冰川主流线通过自动识别方法和结合后期人工修正来提取。自动提取方法原理如下：首先利用DEM数据识别冰川最低点和局部最高点，然后通过冰川边界点构建泰森多边形，基于泰森多边形顶点特性选择和优化路径，得出冰川主流线，最后选取冰川主流线中最长路径即为冰川长度。跃动冰川是指周期性发生快速运动的冰川，当冰川跃动时，冰川会在短时间内出现快速前进，其速度往往是平时的数倍至上百倍，冰川跃动后，可能会出现数年冰川补偿性后退［33］。本研究基于前人的研究成果［21，34-38］来确定跃动冰川，同时结合冰川末端运动速度、冰川表面高程变化来判断冰川是否在研究时段内发生过跃动。

图2 目视解译冰川边界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 冰川边界精度评价

冰川边界人工提取的精度主要受人为判读误差、遥感影像质量和空间分辨率等因素的影响［39］。在目视解译工作开始前，工作人员均通过专家培训系统地学习了冰川学的相关知识，尽可能减少人为误判带来的误差。有研究对USGS所提供的正射矫正后的Landsat遥感影像进行正射精度检验，发现其检验的大部分影像矫正精度在1/2个像元左右，因此USGS提供的Landsat遥感影像具有相当高的校正精度［40］，因此本文未对影像进行进一步矫正，仅考虑遥感影像空间分辨率造成的误差，采用下式计算［41］：

式中：β为单条冰川面积的不确定性；N为冰川边界所经过的像元数量；λ为空间分辨率。计算得到1993年、2000年、2016年冰川面积提取的误差值分别为±160.73 km2、±80.87 km2、±80.69 km2。

计算冰川面积变化的不确定时，考虑到山地冰川面积变化主要发生在冰川中下部［42］，因此计算误差时仅涉及冰川末端发生变化的部分，采用下式计算［43］：

式中：βAB为两期冰川面积变化误差，βA和βB分别为单期冰川面积提取误差。

2.3 冰川物质平衡计算方法

2.3.1 DEM配准及校正

（1）空 间 配 准：SRTM DEM和TanDEM-X DEM的获取时间分别为2000年和2013年，在这13年内，非冰川区的地形是基本保持稳定的。因此基于非冰川区DEM的高程差进行多源DEM间的空间配准。不同DEM之间空间匹配误差导致的高程差dh与坡度α、坡向φ之间存在明显的统计关系，因此可以利用该关系对偏差进行校正［44］：

（2）高程残差校正：多源DEM在经过空间匹配后仍会存在一定的高程残差，高程残差的存在主要与DEM的空间分辨率有关。多源DEM之间的高程残差和地表最大曲率之间存在统计学关系，这种关系在冰川区和非冰川区表现出良好的一致性［45］，因此可利用非冰川区高程残差和地表最大曲率之间的关系对冰川区的高程残差进行校正［46］。

（3）SRTM DEM透射深度校正：由于SRTM C波段数据对冰雪有一定的穿透能力，而X波段数据对冰雪的穿透可忽略不计。因此本研究利用SRTM X波段数据对C波段数据的冰雪透射深度进行估算和校 正［22，45，47］。校 正后 的 结 果 显示 在Shigar流 域SRTM C波段对雪冰的平均透射深度约为0.85 m。

（4）剔除异常值：为更真实的反映冰川表面高程变化，根据冰川表面高程变化图以及高程变化的栅格值和栅格数量直方图得出有95%以上的栅格集中±150 m范围内。因此本文设定±150 m为阈值范围来剔除不同DEM间高程差的异常值［19］。

2.3.2 冰川物质平衡估算采用以下公式计算［48］：

式中：B表示物质平衡，ρ为冰川体积向物质平衡转换的密度，本文采用Huss推荐的平均密度850 kg·m-3作为转换密度［49］。Sg表示冰川面积，n为冰川区的像元总数，Δhi表示研究时段内像元点的高程差异，Sp表示单个像元的面积。

2.3.3 误差评估

利用平均标准误差来评估冰川表明高程变化的不确定性［50］：

式中：σ为不同DEM数据间高程变化的相对误差；SE表示平均标准误差；N为空间去相关处理后的像元个数，空间去相关距离为600 m［51］；STDVnoglacier表示非冰川区高程差的标准差；MED表示非冰川区的平均高程差。

研究时段的物质平衡不确定性UM用下列公式计算：

式中：t表示研究时段长度（2000—2013年）；Δh代表冰川区的平均高程差；Δρ为冰密度的不确定性（60 kg·m-3）；ρW和ρI分别表示水密度（1 000 kg·m-3）和转换密度（850 kg·m-3）。

3 结果与分析

3.1 冰川面积变化

2016年Shigar流域内分布有冰川516条，总面积为（2 895.30±80.69）km²，约占流域面积的42%。1993—2016年间Shigar流域冰川面积由（2 897.97±160.73）km²减少到（2 895.30±80.69）km²，年均萎缩率为（-0.00±0.02）%·a-1（表2）。1993—2000年和2000—2016年两个研究时段冰川面积变化率分别为（+0.01±0.02）%·a-1和（-0.01±0.02）%·a-1，表明近20年来Shigar流域冰川面积变化微弱。同时，由于冰川末端前进导致冰川汇合，研究区内冰川数量由1993年的519条减少为516条。总体看来，1993—2016年间Shigar流域冰川基本处于稳定状态，面积变化非常微弱；部分冰川还存在扩张现象，主要表现为冰川末端的前进和跃动。

表2 1993—2016年Shigar流域冰川面积变化Table 2 Changes in glacier area of the Shigar basin during 1993—2016

基于1993—2016年流域内冰川末端变化和冰川表面高程变化情况，本研究将冰川分为跃动冰川、前进冰川、稳定冰川和退缩冰川进行讨论。1993—2016年间，有25条冰川发生跃动［21，34-38］，68条冰川末端发生前进，50条冰川末端发生退缩，376条冰川末端保持稳定。其中，在68条前进冰川中，有41条在1993—2000年发生过前进，23条在2000—2016年间发生过前进，4条冰川在1993—2016年间持续前进。在此期间，冰川跃动导致流域冰川面积增加1.30 km²，冰川末端前进导致流域冰川面积增加0.86 km²，冰川末端退缩导致流域冰川面积减少3.48 km²，稳定冰川面积减少了1.34 km2。

3.1.1 冰川规模特征

跃动冰川中冰川长度最大值为12.58 km（平均值为6.30 km），前进冰川中冰川长度最大值为12.30 km（平均值为3.34 km），退缩冰川中冰川长度最大值为16.80 km（平均值为3.08 km），稳定冰川中冰川长度最大值为62.97 km（平均值为1.87 km）。从不同长度区间内各类型冰川数量占该类冰川总数量的百分比［图3（a）］可看出，跃动冰川的冰川长度相比其他3类冰川要集中在较长范围，60%的跃动冰川长度＞5 km；前进冰川比退缩冰川的冰川长度要略长，但这两类冰川均有超过70%的冰川长度在1～5 km内；稳定冰川长度多集中在＜1 km的范围内，但流域内长度＞40 km的冰川共有4条，其中3条为稳定冰川。

图3 Shigar流域内跃动冰川、前进冰川、退缩冰川和稳定冰川在不同长度规模（a）和面积规模（b）等级内的数量占比Fig.3 Quantity percentage of surge-type，advancing，retreating，and stable glaciers in different glacier length（a）and area（b）in the Shigar basin

从不同规模内各类型冰川数量占该类冰川总数量的百分比［图3（b）］可看出，跃动冰川多为较大规模，60%的跃动冰川面积＞5 km2，这与冰川长度分布规律一致；74%的前进冰川分布在规模0.5～5 km2范围内；有50%的退缩冰川面积＜1 km2，退缩冰川多为小规模；稳定冰川规模差异较大，流域内规模＞50 km2的6条大冰川中有5条均为稳定冰川，此外，稳定冰川中有75%的冰川规模＜1 km2。结合不同规模中各类冰川数量占比可看出，在流域内气候条件变化一致的情况下，大规模冰川对气候变化的响应较小规模冰川要滞后，更容易保持稳定状态。

3.1.2 冰川地形特征

根据流域内的山谷位置将流域分为四部分，分别是Chogo Lungma区域（Ch）、Biafo区域（Bi）、Panmah区域（Pa）和巴尔托洛区域（Ba）。从不同类型冰川的空间分布（图4）可看出，跃动冰川主要分布在Pa区域和Ba区域南部山坡的北朝向地区，跃动冰川与前进冰川分布地区具有一致性；此外，前进冰川还分布在Ch地区；退缩冰川主要分布在Ch区域和Shigar河干流东部山坡的东朝向地区。同时还发现流域内的4条特大规模冰川（巴尔托洛冰川面积为809.11 km2、Biafo冰川面积为559.81 km2、Panmah冰川面积为305.94 km2、Chogo Lungma冰川面积为287.61 km2）在研究时段内保持稳定状态，且冰川末端都有大面积表碛覆盖。

图4 Shigar流域内跃动冰川、前进冰川、退缩冰川和稳定冰川的空间分布Fig.4 Spatial distribution of surge-type，advancing，retreating，and stable glaciers in the Shigar basin

通过对不同类型冰川的最低海拔统计得出跃动冰川的最低海拔普遍高于其他类型冰川，前进冰川的最低海拔普遍高于退缩冰川，这可能是由于随着海拔的增高气温降水条件改变，使得冰川积累量增加，进而对冰川运动状态产生影响。同时，从不同海拔带内各类冰川面积变化率［图5（a）］可看出，跃动冰川在海拔＜5 000 m的范围内冰川面积增加，在海拔＞5 000 m的范围内冰川面积变化微弱，面积变化率几乎接近于0；前进冰川面积增加率随着海拔升高不断减少；退缩冰川在各海拔带内的面积均呈减少状态，并随着海拔的升高退缩冰川面积减少率逐渐减小；各海拔带内的稳定冰川面积变化微弱。同时冰川面积变化主要发生在低海拔地区。以上分析说明冰川的跃动和前进在很大程度上弥补了冰川退缩所造成的流域内冰川面积减少。将冰川覆盖范围内的地形平均坡度视为冰川坡度，对冰川坡度进行统计后发现流域内冰川主要分布在坡度20°～30°的范围内，但通过统计各坡度范围内各类冰川的数量占比［图5（b）］发现冰川末端变化与冰川坡度并无显著相关关系。

图5 跃动冰川、前进冰川、退缩冰川和稳定冰川在不同海拔带内冰川面积变化率（a）和不同坡度等级内冰川数量占比（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 冰川物质平衡

有研究［34］指出TanDEM-X DEM更适用于冰川表面高程变化研究，本文基于SRTM DEM和Tan-DEM-X DEM采用大地学测量方法对Shigar流域的冰川物质平衡进行了估算。结果表明（图6），在2000—2013年间，Shigar流域内冰川表面高程变化速率为（-0.00±0.04）m·a-1，冰川物质平衡估算结果为（-0.00±0.03）m w.e.·a-1，表明2000年以来Shigar流域冰川基本保持稳定。其中，2000—2013年跃动冰川物质平衡为（+0.17±0.03）m w.e.·a-1，前进冰川物质平衡为（-0.01±0.03）m w.e.·a-1，退缩冰川物质平衡为（-0.22±0.03）m w.e.·a-1，稳定冰川物质平衡为（-0.01±0.03）m w.e.·a-1，表明流域内冰川物质平衡保持稳定主要是受跃动冰川物质增加影响。

图6 2000—2013年Shigar流域冰川高程变化Fig.6 Glacier elevation change in the Shigar basin during 2000—2013

流域内不同海拔带内的冰川表面高程变化（图7）表明，在海拔4 400～5 600 m的中高海拔地区冰川表面高程主要呈升高状态，在海拔＜4 400 m的地区冰川表面高程降低，原因可能是随着海拔增高气温逐渐降低，降水量增加，冰川积累量逐渐增加；而在海拔＞5 600 m的高海拔地区冰川表面高程降低，原因可能有以下两方面：一方面是在海拔＞5 600 m的地区地形平均坡度＞35°，在这样的陡峭地区降水不易被保存，同时容易发生冰崩、雪崩等现象，从而使得冰川物质减少，另一方面是在高海拔陡峭地区不同DEM数据之间的配准误差较大。

图7 2000—2013年不同海拔带内冰川面积和表面高程变化Fig.7 The glacier area and elevation change in different altitudes during 2000—2013

表3 中对不同学者的研究成果进行了对比，发现在不同的研究中喀喇昆仑山中部地区冰川均呈微弱正平衡或接近零平衡的状态。不同研究结果的差异可能是研究区、研究时段、研究方法、转换密度和SRTM C波段透射深度等的选择不同造成的。但总体来说，研究区内冬季降水量增加和夏季气温下降使得冰川积累量增多、消融量减少［17，22］，冰川基本保持稳定，进一步印证了“喀喇昆仑异常”。

表3 喀喇昆仑地区冰川物质平衡的不同研究结果Table 3 Different results of glacier mass balance of the Karakoram

3.2.1 冰川高程变化特征分析

对不同类型冰川的表面高程变化随冰川长度的变化进行归一化处理（图中0代表冰川末端，1代表冰川顶部，冰川长度为冰川主流线）后发现（图8），四类冰川表现出不同的表面高程变化模式：跃动冰川末端及消融区冰川表面显著升高，冰川中上部呈微弱降低，而冰川上部微弱升高；前进冰川末端表面高程升高，但升高程度小于跃动冰川，且前进冰川中部微弱降低，中上部微弱升高，上部呈降低状态；退缩冰川末端表面高程降低，中部略有升高，上部则降低；稳定冰川除上部表面高程降低较明显外，其他部分冰川表面高程变化十分微弱。

统计四类冰川在不同海拔带内和不同坡度区间的表面高程变化（图9）可看出：跃动冰川在海拔3 600～4 600 m的地区表面高程明显升高，在海拔5 000～5 800 m且坡度＜45°的地区表面高程微弱升高，而在海拔＞5 800 m的地区以及海拔4 600～5 800 m且坡度＞50°的地区跃动冰川表面高程降低明显；前进冰川表面高程升高主要发生在海拔＜3 600 m的冰川末端和海拔4 400～5 600 m的地区，表面高程降低主要发生在海拔5 600～5 800 m且坡度＞45°的冰川上部地区和海拔3 600～4 200 m的地区；退缩冰川表面高程升高主要发生在海拔4 600～5 400 m且坡度＜40°的地区，表面高程降低主要发生在海拔＜4 400 m的冰川末端和冰川消融区；稳定冰川表面高程升高主要发生在海拔4 400～5 800 m且坡度＜40°的地区，表面高程降低主要发生在海拔＜4 400 m且坡度＜35°的地区和海拔＞4 600 m且坡度＞45°的地区。同时结合研究时段内冰川表面高程变化随冰川长度的变化可得出：在相同区域气候条件下，跃动冰川物质积累量大从而使得冰川表面高程升高明显，同时推动跃动冰川末端向前运动；前进冰川上部物质积累并且积累的物质向下运动从而推动冰川末端不断缓慢前进；退缩冰川物质积累量少、冰川末端及消融区物质亏损量大从而影响冰川末端逐渐退缩；稳定冰川总体高程变化微弱，但也主要表现在冰川中上部呈物质积累，冰川下部呈物质亏损。

图8 跃动冰川（a）、前进冰川（b）、退缩冰川（c）和稳定冰川（d）表面高程变化随归一化冰川长度的变化Fig.8 The normalized glaciers，length distribution of elevation changes of surge-type（a），advancing（b），retreating（c），and stable（d）glaciers

4 结论

本研究基于Landsat系列遥感影像、SRTM DEM、和TanDEM-X DEM等资料分析了喀喇昆仑山中部Shigar流域不同类型冰川的面积变化和物质平衡，结果表明：

（1）1993—2016年间Shigar流域冰川面积减少了（2.67±14.79）km²。其中，跃动冰川面积增加了1.30 km²；前进冰川面积增加了0.86 km²；退缩冰川面积减少了3.48 km²，稳定冰川面积减少了1.34 km2。冰川前进和跃动在一定程度上抵消了冰川退缩所造成的冰川面积减少。

（2）2000—2013年间Shigar流域冰川物质平衡估算结果为（-0.00±0.03）m w.e.·a-1。跃动冰川物质平衡为（+0.17±0.03）m w.e.·a-1，前进冰川物质平衡为（-0.01±0.03）m w.e.·a-1，退缩冰川物质平衡为（-0.22±0.03）m w.e.·a-1，稳定冰川物质平衡为（-0.01±0.03）m w.e.·a-1。流域内冰川保持稳定主要是受跃动冰川物质增加影响。在同一流域内，冰川受相同区域气候条件的影响，跃动冰川物质积累量大、冰川表面高程升高明显，推动部分跃动冰川末端向前运动；前进冰川主要表现为上部物质积累并向下运动，推动冰川末端缓慢向前运动；退缩冰川末端及消融区物质亏损量大，冰川末端逐渐退缩；稳定冰川总体保持稳定。

（3）多数跃动冰川的冰川长度和冰川规模都集中在较高范围内。超过70%的前进冰川和退缩冰川的冰川长度在1～5 km的范围内，73.53%的前进冰川分布在规模0.5～5 km2范围内，50%的退缩冰川面积＜1 km2，退缩冰川多为小规模。流域内的4条特大规模冰川（巴尔托洛冰川、Biafo冰川、Panmah冰川、Chogo Lungma冰川）均为稳定冰川，大规模冰川易保持稳定，小规模冰川易发生改变。不同类型冰川的空间分布差异较大，但跃动冰川和前进冰川的空间分布具有一致性。海拔高度通过影响气温降水条件从而影响冰川运动状态，冰川面积变化主要发生在低海拔地区。流域内冰川主要分布在坡度20°～30°的范围内，但地形坡度对冰川运动状态差异性的影响不显著。