冰丸

冰丸形成於地面上方1500至3000米範圍內零度以上的空氣層中，並且該空氣層的上下方都是低於冰點的空氣。這就導致下落經過温暖空氣層的雪花部分或者全部融化。當這些部分或者全部融化的雪花回落到低於冰點且靠近地面的空氣層時，它們會重新凍結成冰丸。然而，如果位於温暖空氣層下方的低於冰點的空氣層高度太小，降水在擊打地面之前就沒有足夠的時間重新凍結，從而形成了凍雨。最有可能在寒冷季節的暖鋒之前發現一個在地面上方是温暖層的温度曲線， ^[3]  但偶爾可以在冷鋒通過之後，或者通常伴隨着靜止鋒的時候看到。

在世界的大部分地區，冰丸一般只是在短期內發生，且不會大量累積。然而，在美國東部和加拿大東南部，從墨西哥灣北部來的，位於強風暴天氣尺度系統之前的暖空氣流表面的數百英里在一段持續時間內會被冷卻成緻密的空氣。在這些地區，冰丸可以累積至2-5釐米厚。冰丸大量積累的影響跟積雪不同，一個主要的區別是：同樣體積的雪，同等體積的冰丸明顯較重，因此更難以清除。此外，與同等體積新降的雪相比，大量的冰丸需要花費更多的時間融化。