放射性定年法是一类利用天然放射性同位素的衰变来确定已逝时间的技术。它测量放射性母同位素、子体产物或两者的丰度，并将测量结果与已知的衰变速率联系起来。作为地质年代学的核心工具，放射性定年法为岩石、矿物和有机遗存提供数值年龄，有助于建立地球和太阳系的年代序列。不同技术测定的事件各不相同，包括结晶、冷却以及生物材料停止碳交换等。(usgs.gov)
物理原理
放射性涉及不稳定原子核的自发转变。在定年术语中，原始核素称为母体，其转变产生的核素称为子体。每种母同位素都有特定的半衰期，即初始存在的原子有一半发生衰变所需的时间。定年体系所用核素的半衰期从数千年到数十亿年不等，因此能够测量跨度极大的不同时间尺度。(pubs.usgs.gov)
剩余母体原子的数量遵循指数函数：
其中， 为初始原子数， 为剩余原子数， 为衰变常数。对于一个封闭体系，如果每个母体原子最终都产生一个保留在体系内的子体原子，则根据累积的放射成因子体数量 ，可得：
这里的“放射成因”指由放射性衰变产生；必须将初始就已存在的子体原子与后来累积的这一部分区分开来。更复杂的方程还会考虑分支衰变以及放射性衰变链中的中间核素。(pubs.usgs.gov)
测得的年龄代表什么
放射性年龄不一定代表整块岩石或整件考古物品的年龄。如何解释这一年龄，取决于所测同位素体系何时开始实质上不再与外界交换母体和子体原子。矿物生长可能启动计时，而后续的加热、蚀变或重结晶则可能部分或完全改写这一计时记录。(pubs.usgs.gov)
对于子体产物容易因受热而流失的体系，测得的年龄可能记录的是冷却时间，而非最初形成的时间。封闭温度这一概念描述了这样一个温度界限：低于该温度时，同位素体系实际上能够保留这些产物。这类定年结果是热年代学的基础，该学科用于重建与抬升和侵蚀相关的冷却历史。在火山岩中，快速冷却可使氩法年龄接近喷发时间。(ucl.ac.uk)
主要方法
铀—铅定年法。 两条衰变链分别将铀-238转变为铅-206、铀-235转变为铅-207，其半衰期分别约为45亿年和7.04亿年。锆石这种矿物通常会吸收铀，却很少含有初始铅，因此特别适合用于定年。比较这两个独立的计时体系，可以检验结果的内部一致性；结果不一致可能揭示铅流失等扰动，需要结合地质情况加以解释。(pubs.usgs.gov)
钾—氩定年法和氩—氩定年法。 钾-40有一部分衰变为氩-40，其总半衰期约为12.5亿年。这些方法用于测定含钾矿物和火山物质的年龄。在氩—氩法中，中子辐照使部分钾-39转变为氩-39，后者用作钾含量的替代指标。测得的氩同位素结果需与经过辐照、年龄已知的标准样品进行比较。(usgs.gov)
放射性碳定年法。 碳-14的物理半衰期约为5,730年，它通过碳循环进入生物体。碳交换停止后，碳-14通过贝塔衰变转变为氮-14，其丰度随之下降。这一方法特别适合测定大约过去50,000年内的木材、木炭和其他含碳生物遗存。它不能直接测定普通火成岩的年龄，不过与火成岩伴生的木炭可以约束喷发年代。(pubs.usgs.gov)
其他体系包括铷—锶和钐—钕定年法。铀系定年技术还利用中间衰变产物之间的关系，将应用范围扩展到相对年轻的地质材料。方法的选择取决于样品组成、预期年龄以及所研究的事件。(pubs.usgs.gov)
测量与校准
实验室分析通常采用质谱法测量同位素比值。样品制备包括分离合适的矿物或化学组分，并去除不需要的物质。标准样品、校正和重复测量有助于量化测量不确定度；仅凭精密度，并不能确定测得的年龄是否具有预期的地质意义。(pubs.usgs.gov)
由于大气中的碳-14丰度曾发生变化，放射性碳定年结果需要专门校准。通过独立方法确定年代的树木年轮及其他记录，可将放射性碳测量结果与日历年代联系起来。常规放射性碳年龄采用历史上使用的5,568年半衰期，并以“距今年数”报告，其中“今”固定指1950年，与实际测量日期无关。因此，校准年龄与未经校准的放射性碳年龄并不相同，而且可能对应几个彼此分离的日历年代区间。(radiocarbon.org.uk)
地质应用与局限
放射性定年法为地层学和地质年代表提供数值年代的基准。含化石沉积层序的年代，往往通过测定其上方或下方火山岩层的年龄来约束，而不是直接测定化石本身。来自陨石和地球物质的同位素证据表明，地球大约形成于45.4亿年前；这并不只是现存最古老地球岩石的年龄，因为板块构造已使大量早期地质记录被循环改造。(pubs.usgs.gov)
要作出可靠的解释，必须评估初始同位素组成、污染及后续交换。过剩氩可能导致异常偏老的表观年龄，而放射成因产物的流失则可能使年龄向相反方向偏移。适用的独立方法之间的吻合、矿物尺度的观察以及地质关系，相较于单次孤立测量，能提供更有力的支持。因此，报告的年龄应包含分析不确定度，并说明该年龄被解释为哪一事件的发生时间。(usgs.gov)