[拼音]：tongweisu dizhi niandaixue
[外文]：isotope geochronology
利用天然放射性同位素的衰变来测定岩石、矿物、古生物化石或遗体以至陨石、地球等的“绝对”年龄的学科。在发现放射性现象前，人们只能通过地层叠压、岩体侵蚀等现象得出局部地区地层的时间顺序，并根据地层中含有的动植物化石群的差异，在不同地区之间进行对比，建立世界范围的地质年表。但是这种生物地层学的方法只能大致确定地质事件的先后次序，并不能确定它们的“绝对”年代；也不能应用于寒武纪以前不含化石的地层。
1903年，P.居里首先探讨了应用放射性测定地质年代的可能性。1907年，B.B.博尔特伍德得出了第一批放射性地质年龄数据。目前应用于地质年代测定的主要天然放射性同位素的衰变方式及其衰变常数如下表。
下面以铷锶法测矿物结晶年代为例，说明同位素地质年代测定方法的基本原理和它必须遵守的一些基本条件。
由于放射性衰变服从指数规律，因此矿物的结晶年代t由下式决定：
87Sr
=87Rb(eλt-1)， (1)
式中87 Rb是现在矿物中铷－87的含量（以单位重量矿物中铷－87的原子数计，以下均用此单位）。87Sr是自矿物结晶以来，由铷－87衰变而生成的锶－87含量，称为放射成因锶。λ是铷－87的衰变常数。公式(1)是同位素年代测定的基本公式。当母核的衰变形式较复杂（如有分支），或子核也非稳定核时，需对式(1)作某些修正。
现今矿物中的锶－87含量87Srn并非全是放射成因锶－87含量87Sr，矿物形成时可能已有一定含量的锶－87，即87Sr'，称为初始锶。
87Srn＝87Sr+87Sr'， (2)
将式(1)的87Sr代入式(2)，以锶的稳定同位素锶－87含量86Sr作标准来比较，得到下式：
(3)
式中
是现今样品中锶－87与锶－86 的原子数比，可由质谱计直接测得。
是矿在开始形成时锶的这两同位素的原子数比。
是现今样品中铷－87同锶－86的原子数比，对样品进行铷、锶分离后，也可用质谱计测定。若有一组地质上可以判定是同时形成的矿物（称为同源样品，例如同一矿石的不同组成部分就是一组同源样品），则这一组矿物的
与
之间是线性关系。根据这一条实验直线的斜率可定出这一组同源矿物共同的形成年代t，而截距给出87Sr'同86Sr'的比。有时也有可能对
值作一假设，再利用(3)式得出单一样品的铷锶年龄，称为模式年龄。
直接使用上述方法时要求矿物形成后处于封闭状态，即不发生母核或子核同位素的次生迁移。有时由于矿物形成后遭受的热作用变质作用等历史原因，考虑到母、子体元素的地球化学行为，不能把矿物看成封闭体系。但目前对这些次生作用的影响已有较好的了解，并创造了全岩法，开放模型等实验的或数据处理的方法，使得即使在母、子体元素有次生迁移的情况下，有时仍能得到可靠的年代数据。
同位素地质年代测定要求高灵敏度、高精度的测量技术，因为矿石中这些同位素的含量很低。有时样品量本身也很少，如从月球上采来的月岩等。主要应用超高真空，高精度的质谱计，并借助稳定同位素稀释剂来精确测定样品中的同位素比值。在制样过程中有时需要用超纯试剂和白金、石英容器来完成超低本底的化学纯化和分离。低本底放射性测量，中子活化，加速器的超灵敏质谱等核技术也在同位素年代测定中得到应用。
由于分析技术的进步，同位素地质年代学从40年代末以来有了显著的进展。目前已经测定了全球各地区大量岩石的年代数据。根据这些数据建立的地质年表，有助于了解地史过程中全球性的地壳运动和岩浆活动的规律，探讨各大陆的形成和漂移，造山旋回，了解矿床形成的时代和空间分布的规律。此外铅同位素演化的研究表明地球、月球和陨石有共同的起源，它们的年龄都在45亿年左右。人们还利用同位素组成的差异，讨论太阳系早期演化历史中各重要事件的延续时间和它们之间的微小时间差异，甚至讨论太阳系元素本身合成的时间。
前面提到的铀、铷等都是长寿命同位素，难于用它们测定地球最近一个地质时期，即大约一百万年以来人类出现和发展的第四纪中发生的一些事件的年代。应用于第四纪的同位素年代测定方法有放射性碳法（见碳－14测定年代），以及不平衡铀子体法、裂变径迹法等。