通常、大気は上に行くほど気温が下がるが、たとえば上空の高さごとに風向が異なり、上下の冷たい空気の層（冷気層）の間に暖かい空気の層（暖気層）が侵入すると、逆転層が発生する。逆転層発生の要因は、ほかにも地形による寒気のブロックなどがある。
暖気層の厚さや気温の目安として以下のような研究がある。
「過冷却の暖かい雨」.
過冷却の水滴を含む雲は、山地などの地表に現れると着氷性の霧として観測される。
着氷性の霧.
氷の形成.
着氷性の雨や霧が物体に付着してから完全に凍結するまでには、多少の時間がかかる。この時間は、凍結に伴う潜熱放出による加熱、蒸発に伴う潜熱吸収による冷却などの熱のバランスに左右され、湿度・気温・風速などに相関性がある。凍結速度が遅いと、枝の表面などでは水の部分は重力により落下していくほか、氷の表面は濡れた状態である。
ちなみに、雹（ひょう）の成長は雨氷や霧氷と同じプロセスによるもので、透明・半透明の層が重なるのは雹が異なる着氷条件下を行き来することを示す。
雨氷をもたらす天候.
着氷性の雨が降ったときの特徴として、低気圧や前線の通過といった総観スケールの気象状態、より小さなスケールの地形の影響などがある。
総観スケールの気象.
総観スケールの気象は地域により差異があるため一概には言えないが、いくつかの例を挙げる。
アメリカではいくつかの様式がある。前線を伴った低気圧の北側（温暖前線や停滞前線の寒気側）で発生する様式、大陸に張り出す高気圧の辺縁部（寒冷前線の寒気側）で発生する様式、大陸を東進する低気圧と東海岸の高気圧との間で発生する様式、アパラチア山脈による寒気のせき止めにより発生する様式である。
地形.
山地など起伏のある地形の場所では、斜面を空気が上昇すると空気かかき混ぜられて逆転層ができ、雨氷が発生することがある。一般的に、標高が高いほど雨氷が発生しやすい。たとえば日本で雨氷被害の多い長野県では、雨氷の発生日数が標高に対応して分布するという報告がある。ただし、ある程度の高さを超えると逆に発生しにくくなることがある。これは逆転層のできやすい高さがあり、標高が高くなると逆に暖気層に覆われることが多くなるためとみられている。また、山の斜面沿いでは一時的に狭い範囲で逆転層が発生し、山の斜面のある高さの付近あるいは片側だけ、雨氷が発生した例もある。