利用天然放射性同位素的衰變來測定巖石、礦物、古生物化石或遺體以至隕石、地球等的“絕對”年齡的學科。在發現放射性現象前，人們隻能通過地層疊壓、巖體侵蝕等現象得出局部地區地層的時間順序，並根據地層中含有的動植物化石群的差異，在不同地區之間進行對比，建立世界範圍的地質年表。但是這種生物地層學的方法隻能大致確定地質事件的先後次序，並不能確定它們的“絕對”年代；也不能應用於寒武紀以前不含化石的地層。
1903年，P.居裏首先探討瞭瞭應用放射性測定地質年代的可能性。1907年，B.B.博爾特伍德得出瞭第一批放射性地質年齡數據。目前應用於地質年代測定的主要天然放射性同位素的衰變方式及其衰變常數如下表。
一些天然放射性同位素的衰變性質
下面以銣鍶法測礦物結晶年代為例，說明同位素地質年代測定方法的基本原理和它必須遵守的一些基本條件。
由於放射性衰變服從指數規律，因此礦物的結晶年代t由下式決定：
87Sr
=
87Rb(
e
λ
t-1)， (1)
式中87 Rb是現在礦物中銣－87的含量（以單位重量礦物中銣－87的原子數計，以下均用此單位）。87Sr
是自礦物結晶以來，由銣－87衰變而生成的鍶－87含量，稱為放射成因鍶。
λ是銣－87的衰變常數。公式(1)是同位素年代測定的基本公式。當母核的衰變形式較復雜（如有分支），或子核也非穩定核時，需對式(1)作某些修正。
現今礦物中的鍶－87含量87Srn並非全是放射成因鍶－87含量87Sr
，礦物形成時可能已有一定含量的鍶－87，即
87Sr'，稱為初始鍶。
87Srn＝87Sr
+
87Sr'， (2)
將式(1)的87Sr
代入式(2)，以鍶的穩定同位素鍶－87含量
86Sr作標準來比較，得到下式：
(3)
式中
是現今樣品中鍶－87與鍶－86 的原子數比，可由質譜計直接測得。
是礦在開始形成時鍶的這兩同位素的原子數比。
是現今樣品中銣－87同鍶－86的原子數比，對樣品進行銣、鍶分離後，也可用質譜計測定。若有一組地質上可以判定是同時形成的礦物（稱為同源樣品，例如同一礦石的不同組成部分就是一組同源樣品），則這一組礦物的
與
之間是線性關系。根據這一條實驗直線的斜率可定出這一組同源礦物共同的形成年代
t，而截距給出
87Sr'同
86Sr'的比。有時也有可能對
值作一假設，再利用(3)式得出單一樣品的銣鍶年齡，稱為模式年齡。
直接使用上述方法時要求礦物形成後處於封閉狀態，即不發生母核或子核同位素的次生遷移。有時由於礦物形成後遭受的熱作用變質作用等歷史原因，考慮到母、子體元素的地球化學行為，不能把礦物看成封閉體系。但目前對這些次生作用的影響已有較好的瞭解，並創造瞭全巖法，開放模型等實驗的或數據處理的方法，使得即使在母、子體元素有次生遷移的情況下，有時仍能得到可靠的年代數據。
同位素地質年代測定要求高靈敏度、高精度的測量技術，因為礦石中這些同位素的含量很低。有時樣品量本身也很少，如從月球上采來的月巖等。主要應用超高真空，高精度的質譜計，並借助穩定同位素稀釋劑來精確測定樣品中的同位素比值。在制樣過程中有時需要用超純試劑和白金、石英容器來完成超低本底的化學純化和分離。低本底放射性測量，中子活化，加速器的超靈敏質譜等核技術也在同位素年代測定中得到應用。
由於分析技術的進步，同位素地質年代學從40年代末以來有瞭顯著的進展。目前已經測定瞭全球各地區大量巖石的年代數據。根據這些數據建立的地質年表，有助於瞭解地史過程中全球性的地殼運動和巖漿活動的規律，探討各大陸的形成和漂移，造山旋回，瞭解礦床形成的時代和空間分佈的規律。此外鉛同位素演化的研究表明地球、月球和隕石有共同的起源，它們的年齡都在45億年左右。人們還利用同位素組成的差異，討論太陽系早期演化歷史中各重要事件的延續時間和它們之間的微小時間差異，甚至討論太陽系元素本身合成的時間。
前面提到的鈾、銣等都是長壽命同位素，難於用它們測定地球最近一個地質時期，即大約一百萬年以來人類出現和發展的第四紀中發生的一些事件的年代。應用於第四紀的同位素年代測定方法有放射性碳法（見碳－14測定年代），以及不平衡鈾子體法、裂變徑跡法等。