研究有关地球历史演化和测定地质事件的年龄与时间序列的学科，是地史学的分支学科。它与矿物学、岩石学、地层学、古生物学、构造地质学和矿床学等密切相关，是一门综合性学科。地质年代学包括同位素地质年代学和相对地质年代学。对地质年代学的研究可制定更准确的地质年代表。

研究岩层形成的年代顺序及测定其年龄值的学科。地史学的一个分支。它与地层学、古生物学、构造地质学、矿物学、地球化学等密切相关。对地质年代学的研究可制定更准确的地质年表。地质年代学包括相对地质年代学和同位素地质年代学两大分支。

相对地质年代学的研究对象，包括地层、岩石、古生物和古地磁。依据地层层序律，先形成的岩层位于下面，后形成的岩层位于上面，这可判定岩层形成的早晚；一些具有特殊性岩石或矿产的岩层 ，可作为确定相对地质年代的标志，如条带状磁铁石英岩只形成于太古宙至元古宙；生物地层法是利用化石来鉴定地层时代 ， 生物界的演化由简单到复杂，由低级到高级，具有不可逆性和阶段性，在同一时期，生物界大体具有全球一致性，因此，化石是确定相对地质年代的重要手段；古地磁法是利用地磁极性正常和倒转的交替，编制地磁极性年代表，可确定相对地质年代。

同位素地质年代学，又称绝对地质年代学。当岩浆冷凝，矿物、岩石结晶或重结晶时，放射性元素以某些形式进入矿物或岩石，在封闭体系中，放射性母体或子体同位素持续衰变和积累。只要准确地测定矿物和岩石中放射性母体和子体的含量，即可根据放射性衰变定律计算出岩石和矿物的年龄。

19世纪初期，英国的W.史密斯首先提出化石顺序律，为地质年代表的建立奠定了基础。30年代，C.莱伊尔最早使用生物地层学的研究方法，50年代，德国的A.奥佩尔提出了化石带的概念，从而开创了划分生物地层的途径。从19世纪70年代到20世纪40年代，岩相古地理和历史大地构造学的建立，以岩石、地层、古生物方法确定相对的地质年代方法被广泛应用，形成相对地质年代学。放射性的发现和同位素概念的提出，放射性同位素衰裂变定年技术的应用，为测定岩石、矿物年龄提供了精确的方法，从而形成了一门独立的分支学科──同位素地质年代学。20世纪40年代以来，测定地质年龄的铀-铅法、钾-氩法和铷-锶法的建立和完善,使同位素年代学进入了一个全新阶段。

同位素年龄测定的原理和方法：当岩浆冷凝，矿物、岩石结晶或重结晶时，放射性元素以某种形式进入矿物或岩石，在封闭体系中，放射性母体或子体同位素持续衰变和积累。只要准确地测定矿物和岩石中放射性母体和子体的含量，即可根据放射性衰变定律计算出岩石和矿物的年龄。运用这种方法的前提是：母体元素的衰变常数已被准确测定；衰变最终子体产物是稳定的；已知放射性母体和子体元素同位素组成及相对丰度；有精确测定母体和子体同位素的分析技术；岩石、矿物形成后始终保持封闭系统。

放射性同位素本身衰变过程而定的方法

即以母体同位素衰减或子体同位素增长作为时间的函数而测定。这一方法又分为3类：

a.测定天然物质中放射性母体及稳定子体产物的同位素比值来计算年龄，主要有钾－氩法、铀-铅法、铷－锶法、氩-40-氩-39法、钐－钕法、镧-铈法、铼－锇法和镥-铪法等。

b.测定放射性母体同位素本身现有和原有的含量，根据两者比值计算出天然物体的形成年龄,如碳－14法、钍－230法和镭-226法等。

c.测定由于放射性衰变引起的子体同位素组成的变化，如普通铅法等。这些方法中，以钾-氩法、铷-锶法和铀-铅法研究最多、应用最广。钾-氩法可用于几万年至几十亿年地质体的测定，特别是中、新生代的火山岩和侵入岩。它测定的对象包括云母类矿物、高温长石、角闪石、辉石、沉积海绿石、伊利石及火山岩全岩（玄武岩）等含钾矿物。铀－铅法和铷－锶法主要应用于前寒武纪至中生代，特别是前寒武纪岩石、矿物年龄测定。适合铀-铅法的对象有锆石、独居石、磷灰石、榍石、晶质铀矿、沥青铀矿等矿物。适合铷－锶法测定的有化学封闭系统的火成岩和变质岩、沉积页岩和云母、长石等矿物。碳-14法是测定年轻样品年龄的一种重要方法,能测到2～5万年的年龄,引入加速器质谱技术后,测定范围可扩大到6～10万年。碳－14法可与钾-氩法相接并进行对比，主要用于晚第四纪及对人类学、考古学中某些化石和历史文物的鉴定。其测定对象甚广，包括木炭、木头、泥炭、各种植物的余骸、各种生物、碳酸盐类和原生无机碳酸盐、土壤等。钍-230法和镭-226法是不平衡铀系法中的两种方法。钍-230法测定范围为0.3～0.4万年，镭-226法用于大于1万年的样品。它们都用于海湖相沉积速率和年龄的测定，测定对象是海相粘土、石钟乳类、碳酸盐岩、骨化石、贝壳、泥炭、锰结核等。

放射性射线对周围物质作用程度而定的方法

如根据 α射线和裂变碎片对周围物质的次生作用来确定物质形成的年龄，主要有裂变径迹法、热释光法、多色晕法和氧法。裂变径迹法是根据矿物中铀自发裂变产生的辐射损伤径迹的数目作为矿物存在时间的函数来计算矿物的年龄。该法测试技术简单，测定年龄范围大，一般为100万年至2亿年，这一数值与钾－氩法基本一致。裂变径迹法适用的矿物有云母类、角闪石类、榍石、磷灰石、锆石和火山玻璃等。热释光法与岩石中放射性物质辐射能量有关，它在测定年青岩石、矿物年龄方面能起较大作用。

此外，还有根据地质体中某些物理变化特征来确定其地质年龄的方法：①氨基酸降解法、双折射比较色散法等；②根据沉积岩中纹泥层测算沉积时间长度；③根据古生物生长节律（古生物钟）来测算其生存的地质时间长度等。

确定相对地质年代的方法

主要包括地质、岩石、古生物和古地磁的方法。根据地层层序律确定地层新老关系的方法，开始于18世纪末期。一些具有特殊性或特殊矿产的岩层,可作为确定相对地质年代的标志,例如条带状磁铁石英岩只形成于太古宙至元古宙，煤（包括石煤）仅出现于前寒武纪以后。生物地层法是利用化石来鉴定地层时代。利用化石来划分地质时代是可靠的，因为生物界的矛盾发展具有特殊的规律，表现出清楚的不可逆性和阶段性。生物界的演化，由简单到复杂，由低级到高级，不可能出现完全重复。这个过程也不是均一的或等速的，而是由缓慢的量变与突变或生物大量绝灭的急速质变交替出现所组成。在同一时期内，生物的总体面貌大体具有全球的一致性，至少在大区内具有一致性。因此，化石是确定相对地质年代的主要手段，并据此对地质年代进行划分。时间对比图解法是利用化石总延续时限来显示沉积岩地层序列上的时间控制，此法包括一种图像标绘，根据两个剖面上共有化石的最早出现和最终消失的顺序（即延限），以及各剖面上岩石堆积速率，来显示出相似年代的两个岩层剖面间的最佳时间对比。此外，根据岩层穿切关系原理能够简易地判别岩层相对的新老关系，被穿切的地层总是老于后期穿切的地质体。不整合面存在时，在正常情况下，不整合面以上的地层总晚于其下的地层序列。

古地磁法是利用地磁极性正常和倒转的交替，借助于已知地层时代和同位素年龄数据，编出地磁极性年代表，它是进行磁性地层工作的标尺。

随着基础理论研究和测试技术的发展，地质年代学在地质学中的广泛应用，它已成为地球科学中重要的基础学科,而且对各种具体对象（沉积岩、基性、超基性岩）的年龄测定有所突破。大区域地质年代学的深入研究和全球性地质资料的对比，将揭示地球演化史中重大事件出现的规律，对地球科学的发展作出更大贡献。