原理

放射性衰变

  放射性衰变链之例：铅-212（Pb）转为铅-208（Pb）。各母核素透过α衰变或β−衰变，自发衰变为子核素（衰变产物）。最终的衰变产物为铅-208（Pb），性质稳定，且不再产生自发放射性衰变。

一般物质皆是由化学元素之结合体所组成，各有其独特的原子序数，标明了原子核内的质子数。另外，元素核内可拥有相异的中子数，而以不同的同位素状态存在。有的特定元素的特定同位素被称作核素。有的核素本身性质不稳定，因此在某些特定时刻，此类核素的原子会自然转换为不同的核素。这种转变可以多种方式达成，包括放射性衰变，其可以发射粒子（通常为电子（β衰变）、正电子或α粒子）、电子捕获或自发分裂进行。

地质年代方程式

放射性衰变对应之地质年代的数学表达式为：

其中，

岩石的放射测年法

放射测年法假设在岩石形成时，岩石里不存在任何衰变产物元素，而年代测定时在被测定物所检测出的所有衰变产物元素都来自放射性元素的衰变。所以放射测年法的结果并不十分准确，一般来说放射测年法是在其他测测年代方法无法应用时才使用。

碳十四测年法

对于生物体测测年代，在古生物学中除地层测年法外还经常使用碳十四测年。

碳十四测年法是美国人维拉德·弗兰克·利比发现的，他也因此发现获得了1960年的诺贝尔化学奖。碳十四测年法的原理是：生物体在活着的时候会因呼吸、进食等不断的从外界摄入碳十四，最终体内碳十四与碳十二的比值会达到与环境一致 （该比值基本不变），当生物体死亡时，碳十四的摄入停止，之后因遗体中碳十四的衰变而使遗体中的碳十四与碳十二的比值发生变化，通过测定碳十四与碳十二的比值就可以测定该生物的死亡年代。

不过因为碳十四的半衰期比较短，碳十四测年法的应用局限于5到6万年。

现代测年方法

铀铅测年法- 通过测量铀-235和铅-207以及铀238和铅206的比例测量石头，可以测量大约一百万到超过45亿年的年代，精准度大约为测量范围的0.1-1%。

钐钕测年法（英语：Samarium-neodymium dating） - 通过测量Nd和Nd比例测量地球上古老的陨石和石头的关系。在地幔形成后钐钕同位素的比例比较稳定，可以用于测年。 精准度为在25亿年范围内少于2千万年误差。

钾氩测年法 -钾-40衰变为氩-40。氩气在石头为液体（岩浆或熔岩）时会自由逃逸，而在石头凝固（火成岩）后则保留在石头中。钾-40有12.48亿年的半衰期，因此可以用于测量超过100,000年的石头，但因为氩含量太低影响精度，不能测量比较年轻的石头。.

铷锶测年法（英语：Rubidium-strontium dating） - 铷-87衰变成锶-87有13亿年的半衰期。用于测量火成岩和变质岩，还被用于测定月球石。在封闭环境下矿石所含有铷锶的比例应比较稳定。但因为地质运动等原因测量误差较大，大概为每30亿年有3到 5千年误差。

铀钍测年法（英语：Uranium-thorium dating） - 铀-234衰变为钍230有80,000年的半衰期，同时铀235衰变为镤231有34,300年的半衰期。因为铀可在水中溶解，但是钍和镤却不溶解于水，因此可以用于测定海底沉积层的年代。可用于测量大约到500,000年前的年代。

放射性碳测年法- 生物呼吸二氧化碳时使得体内碳-14的比例基本与当时大气相同。生物死后碳14逐渐衰变，可以用于测量从现在到约58,000至 62,000年前的年代。

裂变痕迹测年法（英语：Fission track dating） - 分析铀裂变后在矿石和玻璃上破坏的痕迹

氯-36 测年法 - 从1952到1958之间的核试验导致海水受辐射产生大量本来很罕见的氯-36（英语：Chlorine-36）。这种放射性的氯逐渐扩散到土壤和地下水中，因此氯-36可以用来测量50年代以后的地质测年。

热释光测年法物体在加热时会把积累的辐射能以光的形式辐射出来。热释光的强度与它所接受的核辐照的多少成正比。由于陶瓷所受的核辐射是来自于自然环境和陶瓷本身所含的微少的放射性杂质（如铀、钍和钾40等），其放射性剂量相对恒定，因此热释光的强度便和受辐时间的长短成正比。在陶瓷的烧制过程中原始的热释光能量都会因高温而全部释放掉，此后陶瓷重新积累辐射能，所以最后所测量得到的辐射能，是与陶瓷的烧制年代成正比。

其他测年法

氩氩测年法（英语：Argon–argon dating）

碘氙测年法（英语：Iodine-129）

镧钡测年法

铅铅测年法（英语：Lead-lead dating）

镥铪测年法

铼锇测年法（英语：Rhenium-osmium dating）

铀铅氦测年法

铀铀测年法

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