1958～1961年，美国斯克里普斯海洋研究所的学者们发现东北太平洋底的磁异常呈现条带状特征。1963年，英国学者运用海底扩张说解释条带磁异常的成因。新生的大洋岩石圈在冷却过程中，当温度降到其中所含的铁磁性矿物的居里点以下时，这些矿物被地磁场所磁化，从而使得岩石获得磁性，并记录了当时当地的地磁场特征。由于地球磁场的极性在地质时期中发生多次倒转，随着大洋岩石圈的生长，就会出现大洋中脊两侧对称地排列着正、反极性相间的磁异常，这也是地磁场极性频繁倒转的证据。1968年开始的深海钻探计划以及长期的海洋磁测的发展，证实了瓦因—马修斯模型的正确性。条带磁异常的发现和解释为海底扩张说提供了重要的观测证据，是建立板块构造说的基础之一。

引起海底磁条带的磁源体主要分布在大洋岩石圈顶部的玄武岩层，厚度一般在几百米的范围内。研究发现，蛇纹岩化的地幔以及地壳深部也会对海面上测量的磁异常有所贡献，从而可能会影响对传统的磁异常条带的解释。因此，在分析海底磁条带的研究中，一般采用滤波技术，压制深部磁源体所引起的长波长磁异常。根据地磁极性年表，再根据海底磁源层的厚度和磁性等信息，可计算出理论磁异常曲线，将理论曲线与观测磁异常曲线对比可以确定条带磁异常的年龄，进而推断出大洋地壳生成的年龄及其演化历史。把深海地层的古生物年龄、同位素年龄和利用地磁年表得出的古地磁年龄三者相互对比，可以进一步确定大洋岩石圈的年龄和演化历史，并有助于地质年代表和大洋地层学的研究。

单个磁异常条带的宽度约几千米至几十千米，纵向上绵延几百到数千千米以上。海面上海底条带磁异常的强度一般是正负几百纳特的范围，一般在洋脊轴部强度较大，向两侧强度减小。海面测量磁异常时，因为磁探头离海底一般有数千千米的距离，所测量的磁异常的磁信号衰减明显，可以采用深拖测量技术，将磁探头拖在离海底只有几百米的范围内测量，会提高观测到的磁异常的强度和分辨率，有助于更精确地分析大洋岩石圈的年龄和大洋岩石圈磁性层的结构。条带磁异常广泛分布于太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋，也见于边缘海弧后盆地，如菲律宾海和南海等。有些磁异常的延伸方向比较复杂，如太平洋西北部。在洋盆内还有一些地段条带磁异常不易鉴别，称为磁静带，主要形成于地磁场长期稳定的时期。在一些无震海岭和洋底高原上，局部性的磁异常可能会扰乱条带磁异常的正常展布。