粒雪是冰和雪之间的过渡阶段。 在雪晶体初次漂移、崩解和堆积之后，近地表雪的密度通常为 280–420 kg m⁻³，这意味着，按体积计算，雪的密度大约由 2/3 的空气 和 1/3 的冰组成。较浅的粒雪层的覆盖层压力通过挤压间隙空气逐渐致密，直到粒雪 密度接近冰（ρI=917 kg m⁻³）。 重力是致密化过程背后的驱动力。 并非所有的空气都在致密过程中被排出，一些气泡永久地被困在冰晶之间。即使已经是成熟的冰，冰 体也会含约为 10%空气，所以在平均气泡关闭密度在ρco=830 kg m⁻³附近。 虽然致密化在相应深度以下，但通常将粒雪定义为密度低于ρco。 由于冰川的发育雪积累必须大于消融，就会形成一层粒雪，因此，粒雪带位于冰川或冰盖的堆积区。

        除了致密化过程，使相邻的粒雪晶粒中心更接近，粒雪变质也发生了，这是指通过晶粒生长和再结晶对其自身的改变。 粒雪的力学性能取决于其组成颗粒的排列和尺寸分布，以及冰的粘度。 在粒雪层内，在表面和关闭深度之间，发生压实，空气被排出。

        在从新鲜雪到冰川冰的转变过程中，出现了不同阶段的粒雪压实，其中不同的过程占主导地位（图 11.2）。 一般来说，从雪到冰的转变包括：（1）晶体的相互置换以优化堆积，（2）晶体大小和形状的变化，（3）晶体的内部变形。 实际上，这些过程发生的深度间隔是重叠的。

图 1 粒雪致密化的不同阶段（图由 Michiel van den Broeke 提供）

        雪晶可以有多种不同的形状；形状取决于形成它们的温度和（水蒸气）压力。 这些通常形状复杂的雪花可能导致新积累的雪的密度值非常低（40–200 kg m⁻³），因为雪花的填充效率很低。 在降雪期间和之后，风的作用会导致复杂的雪晶破碎。 这会导致雪花崩解，变成更圆的雪粒，通过滑动形成更有组织的堆积模式，雪粒可以有效沉降。

        此外，再结晶扩散和升华发生后立即降雪事件。 分子扩散是分子穿过冰晶格或沿着晶体表面移动的过程，当雪接近其融点时，这一过程就变得容易了。 此外，升华很容易发生：水分子可以从一个颗粒升华，然后凝结到另一个颗粒上。 相关的水汽输送是由粒雪中的温度梯度和冰表面的几何形状（曲率）通过所谓的开尔文效应驱动的。 由于体系的自由能趋向于最小化，形状明显的晶体变成了圆形晶粒。 表面积的减小降低了 自由能，因此有利于球形晶粒的形成。 大的雪粒以小的雪粒为代价生长，因为这也降低了自由能。 总之，颗粒生长和风力改造的沉降效应以及更有效地堆放磨碎的颗粒导致降雪后雪的快速固结。 老化地表雪的典型密度为 200–400 kg m⁻³。

        与升华有关的一个现象是深霜的形成。 这是一个低密度层（100–300 kg m⁻³），由粗糙的金字塔形或杯状晶体组成。 这些层是在地表冷却时形成的，而下面的粒雪保持温暖。 陡峭的温度梯度导致蒸汽快速向表面流动，沿此路径发生的再结晶导致形成多面、较粗的晶粒。

        沉降和颗粒生长在第一阶段相对较快的粒雪压实过程中起主导作用，直到达到∼550 kg  m⁻³的密度。 在这个密度下，球形晶粒以其最有效的结构组织起来。 相邻冰晶之间的接触面积增加，进一步压实。 这一过程通常被称为烧结，涉及到材料转移到晶粒之间的接触点以形成键合。 最初，这一过程也是由蒸汽传输控制的，但随着密度的增加，孔隙率降低，因此蒸汽传输的影响大大减小。 随着上覆压力和晶粒间接触面积的增加，有利于再结晶：分子扩散改变了晶体的大小和形状，从而降低了接触点的应力。 最后一个过程受温度和上覆压力控制，相应的压实速率比初始沉降阶段慢得多。

密度为∼730 kg m⁻³时，压实速度进一步减慢。 晶粒间的接触面积已达到最大值，剩余空气占据晶界间的薄通道。 进一步提高介质密度的主要过程是晶体的内部变形（蠕变）。