地质年龄测定
同位素地质年代测定原理
同位素地质年代测定原理作者：徐向辉查道函来源：《西部资源》2012年第02期摘要：本文阐述了同位素测年的原理、前提、方法，重点介绍了Rb—Sr法的原理、使用要求、适用范围、原理、结果解释及优缺点。
关键字：同位素测定原理 Rb—Sr法1. 测年原理和前提同位素地质年龄，简称同位素年龄（绝对年龄），指利用放射性同位素衰变定律，测定矿物或岩石在某次地质事件中，从岩浆熔体、流体中结晶或重结晶后，至今时间。
放射性同位素进入其中后，含量随时间作指数衰减，放射成因子体积累。
若化学封闭，无母体、子体与外界交换而带进带出，测定现在岩石或矿物中母子体含量，根据衰变定律得到矿物、岩石同位素地质年龄。
这种年龄测定称做同位素计时或放射性计时。
计时的基本原理就是依据天然放射性同位素的衰变规律，由此测定的地质事件或宇宙事件的年龄，谓之同位素年龄。
应用同位素方法测定地质年龄，必须满足以下前提:(1)放射性同位素的衰变常数须精确地测定，并且衰变的最终产物是稳定的。
(2)样品及其测得的N和D值能代表想要得到年龄的那个体系。
(3)已知母体元素的同位素种类和相应的同位素丰度。
并且无论是在不同时代的地球物质中，还是在人工合成物甚至天体样品中，这些元素的同位素都具有固定的丰度值。
(4)体系形成时不存在稳定子体，即D0= 0(对于衰变系列，也不存在任何初始的中间子体)，或者通过一定的方法能对样品中混人的非放射成因稳定子体的初始含量D0作出准确地扣除或校正。
(5)岩石或矿物形成以来，母体和子体既没有自体系中丢失也没有从休系外获得。
也就是说，岩石或矿物对于母体和子体是封闭体系。
其中(1)和(3)两个前提是基本的，(4)和(5)两个条件则决定了岩石或矿物地质历史的一个模式。
2. 同位素测年主要方法在同位素年代学上，除了利用天然放射性的衰变定律直接进行年龄侧定外，还可以根据衰变射线和裂变碎片对周围物质作用所产生的次生现象来计时。
因此，总体上可将同位素年龄测定方法分为两大类:第一类为直接法，它们是基于放射性同位素自发地进行衰变，按照衰变定律来测定年龄。
现代地质测年方法
现代地质测年方法是指通过各种科学技术手段对地质物质进行测定，从而确定地质事件的发生时间以及地质历史的时间顺序。
现代地质测年方法的发展使得地质学家能够更加准确地了解地球的演化历史，并揭示了地球各个时期的重要事件和过程。
本文将介绍几种主要的现代地质测年方法。
一、放射性测年法二、磁性测年法磁性测年法是通过对岩石或沉积物中的磁性矿物进行磁性测定，从而确定地质事件的发生时间。
地球的磁场是由地球内部液态外核的运动产生的，有时磁场的极性会发生翻转，这种翻转被称为磁极翻转事件。
通过测量岩石或沉积物中的磁性矿物的磁化强度和方向，可以确定这些事件的发生时间。
磁性测年方法适用于从几百年到几千万年不等的时间范围。
三、岩石学测年法岩石学测年法是通过对岩石中的其中一种矿物进行测定，从而确定地质事件的发生时间。
常用的岩石学测年方法包括锆石U-Pb测年、斜长石Ar-Ar测年和白云母K-Ar测年等。
锆石是一种常见的矿物，它含有稳定的铀和不稳定的铅同位素，通过测量岩石中锆石中的铀和铅同位素的含量比值，可以确定岩石的年龄。
斜长石和白云母中的锆石也可以利用同样的方法测定。
四、地层学测年法地层学测年法是通过对地层的描述和对生物化石的研究，从而确定地质事件的发生时间。
地层是指大地上连续分布的岩石层序，地层的顺序和特征可以反映地质历史的演化过程。
生物化石是指已经灭绝的生物的遗骸或痕迹，在地质时间尺度上存在一定的时空范围，通过对地层中的生物化石的鉴定和分析，可以确定地层的年代。
地层学测年法主要适用于距今几千年到几亿年不等的时间范围。
综上所述，现代地质测年方法是通过对地质材料中的各种指标进行测定，从而确定地质事件的发生时间和地质历史的时间顺序。
放射性测年法、磁性测年法、岩石学测年法和地层学测年法是现代地质测年方法的主要手段。
这些方法的发展和应用使得地质学家能够更好地了解地球的演化历史，为地质与环境研究以及自然灾害预测提供了重要依据。
同位素地质年龄测
同位素地质年龄测定 钾-氩法
方法 1、体积法 2、同位素稀释法 40 3、快中子活化法(又称内标稀释法或 Ar39 Ar法) 该钾-氩法是上世纪末发展建立的，是 40 基于岩石和矿物中的 K经快中子照射后产 39 40 生 Ar，这样可不必测定样品中的 K含量， 40 39 而是根据 Ar/ Ar含量值，按有关公式算 得岩石、矿物形成年龄。
同位素地质年龄测定 钾-氩法
样品要求
②样品重量取决于样品地质年龄的大小，样 品中母、子同位素含量和测试方法灵敏度 （表） 40 39 单矿物纯度应高于98%（ Ar/ Ar法单 矿物样品纯度要求100%，其中不应含其它钾 矿物包裹体）
同位素地质年龄测定 钾-氩法
样品要求 ③试样粒度为0.25-0.63mm；伟晶岩中的云母 可剪成宽3-5mm的细条；全岩样品粒度0.40.6mm。 测量时要求样品中40Ar在矿物形成后就成 为封闭体系，没有逸出过。同时，矿物形 成后对钾也是封闭的，矿物中钾的同位素 组成正常。
40
39
同位素地质年龄测定 钾-氩法
钾-氩法缺点
被测定的岩石或矿物易受后期各种叠加地质作用的影 响,使其中放射成因的氩逸失,导致年龄测定值偏低(在这 种情况下,年龄测定值可视为实际年龄值上限)。所以，不 宜用钾-氩法测定古生代及古生代以前的地质样品。 氩是气体，它可以在变质期间从矿物和岩石中丢失。 由于这个原因，钾－氩法提供的是花岗质岩石最后一次热 事件的年龄，变质岩最后一次变质的年龄，或者一个地区 最后一次重要上升和剥蚀的年龄。因为氩丢失的可能性大， 所以一般认为钾－氩法得出的数据，代表着岩石的最低限 年龄，然而有的情况用钾氩法测得的年龄又太老。如果变 质作用期间它不完全丢失，Ar40可以从沉积岩里原先的矿 物继承下来，变质岩测出的年龄就比真正变质作用的时代 要老。在测定浅变质岩（如板岩）时，会有这种问题。此 外，有些矿物可以吸附外来的氩，对这种矿物用钾氩法测 得的年龄数据一般偏大。
同位素地质年龄测定
同位素地质年龄测定同位素地质年龄测定：1. 什么是同位素地质年龄测定？同位素地质年龄测定是一种技术，其主要原理是利用放射性同位素系统衰变这一自然现象研究地质年代或者体系发展历史。
放射性同位素指的是具有一定半衰期的示踪性放射素，如粒子或射线源，而这种特定类型的放射性物质颗粒可能来源于岩石的矿物中，从而可以以一定的速率衰变。
以测年的观点来看，放射性同位素的衰变率可以作为一种记录时间的标志，可以表明某一地质物体的形成时间或某一地质事件发生的时间等。
2. 同位素地质年龄测定的基本步骤(1) 样品取样和分析：样品包括岩石、矿物及其沉积物。
样品取样可以使用活质量突破样本或岩芯钻棒，并进行合理的粉碎、浸提等实验步骤。
按照同位素年龄测定方法，将待测样品中放射性衰变产物与其它样品元素提取出来，然后进行激光和亮度法进行分析。
(2) 同位素校准：放射性同位素的衰变速率以及不同地质物的形成和发展速度都有可能随着环境的不同发生变化，因此，在计算出实际的同位素年龄之前，我们首先要把测试的同位素年龄进行一个校准，把它们校准到以每天8.77微秒为半衰期的放射性同位素系统或者参考标准。
(3) 计算同位素年龄：在同位素校准之后，可以计算出初始浓度和校准后的衰变浓度之间的差异，并利用此差异和衰变系数，从而求出样品的同位素年龄。
3. 同位素地质年龄测定的应用同位素地质年龄测定技术可以用于研究岩石的沉积、流动等地质过程，它可以用来测定多种岩石、矿物、沉积物和流动体中形成、发展和演化的历史，从而对地质年代进行精确测定，为我们对地表历史演化、沉积环境探讨提供有力的支持。
在构造地质学中，它也可以用于研究地壳构造活动、火山喷发活动和地质普遍影响等地质事件的发生时间和发展历史。
Sm—Nd同位素法地质年龄的测定
Sm—Nd同位素法地质年龄的测定作者：梁培基王广武兴龙焦天佳来源：《科学与财富》2014年第11期摘要：同位素地质学是地球科学、物理学、化学和技术科学相互交叉发展起来的一门新兴学科。
它根据放射性同位素衰变规律确定地质体形成和地质事件发生的时代，以研究地球和行星物质的形成历史和演化规律。
主要对Sm-Nd法同位素测年的研究现状、研究方法、适用对象、年龄测定、特点等方面予以简要总结和介绍。
关键词：Sm-Nd同位素测年；方法；特点1 Sm-Nd法同位素定年方法简介Sm在自然界有7个同位素，144Sm（3.16%），147Sm（15.07%），148Sm（11.27%），149Sm（13.84%），150Sm（7.47%），152Sm（26.63%），154Sm（22.53）。
Nd在自然界也有7个同位素，142Nd（27.09%），143Nd（12.14%），144Nd（23.83%），145Nd（8.29%），146Nd（17.26%），148Nd（5.74%），150Nd（5.63%）。
147Sm和148Sm具有放射性，通过α衰变转变成143Nd和144Nd。
144Nd也具有放射性，通过α衰变转变成140Ce，但是由于其极端长的半衰期（2.1×1015a），放射性所引起的变化可以忽略，实际上可作为稳定同位素看待。
由于148Sm衰变半衰期十分长（7×1015a），目前在地质应用上尚无价值。
因此仅147Sm （t12=1.06×1011a）能用于年龄测定。
通常所指的Sm-Nd测年法实际上是147Sm-143Nd法，利用的是147Sm→143Nd+α的核衰变过程。
Sm-Nd年龄计算方程：（143Nd/144Nd）=（143Nd/144Nd）i+（147Sm/144Nd）（eλ-1）方程中t为样品形成时间或被彻底改造Nd同位素均一化时间，λ为147Sm衰变常数（6.54×10-12a-1）；（143Nd/144Nd）和（147Sm/144Nd）比值是样品现代值，由实验直接测定；（143Nd/144Nd）i是样品形成时或被彻底改造时值。
同位素地质年龄测定
澄江化石群 澄江化Байду номын сангаас群 5.3亿年前 5.3亿年前
澄江生物化石群 澄江生物化石群
澄江 動物群
中国科学家发现 古老滑翔蜥蜴化石 古老滑翔蜥蜴化石
南京专家发现 6亿岁的“蛋”
进化树
生命进化图
地质年龄确定 地质年龄确定
根据放射性同位素测定： 太阳系化学元素起源70-80亿年以前 太阳系化学元素起源70-80亿年以前 行星（包括地球）形成46亿年以前 行星（包括地球）形成46亿年以前 地球上最古老岩石年龄33亿年 地球上最古老岩石年龄33亿年 地球上第一次出现生命35亿年以前 地球上第一次出现生命35亿年以前 人类出现2 人类出现2百万年以前
eλt － 1）
如果将放射性同位素通过衰变，使原来的原 子数减至一半所经历的时间称为半衰期，则半衰 期（T 期（T）与衰变常数之间存在以下关系： N/No ＝ 1/2 ＝ e-λt
ln2 ＝ λt ∴ T ＝ ln2/λ ＝ 0.692/λ ln2/λ
M Z
X→
M Z+1
Y+ e
0 −1
3.K 层电子捕获 ：原子核从核外 层电子捕获：原子核从核外 K层捕获一个轨道电子，核内一个质 层捕获一个轨道电子， 子与这一电子结合形成一个中子， 子与这一电子结合形成一个中子，并 放出中微子的过程。 放出中微子的过程。
M Z
X+ e →
0 −1
M Z−1
Y
4.γ 衰变 ： γ 射线是从原子核内 衰变： 部放出的一种波长极短的电磁波， 部放出的一种波长极短的电磁波，常 伴随α 伴随α或β衰变产生。γ衰变的母体和 衰变产生。 子体是同种同位素， 子体是同种同位素，只是原子核内部 能量状态不同而已。 能量状态不同而已。γ 衰变亦可称为 同质异能跃迁。 同质异能跃迁。
同位素地质年龄测定技术及应用
同位素地质年龄测定技术及应用同位素地质年龄测定技术是判断岩体年龄或地质事件发生时代的常用方法，主要包括U-Pb法、Ar-Ar法、Rb-Sr法、Sm-Nd法等，各类方法均有其自身的特点，因此其适用范围和注意事项也存一定的区别。
本文以Rb-Sr法为例，对其原理、使用范围、注意事项及其局限性进行了分析讨论，希望能为读者提供参考。
标签：同位素;地质年龄;Rb-Sr法;应用1 概述随着科学技术的不断发展，地质学在帮助人类认识地球方面的作用日渐明显。
同位素地质年龄测定技术是以放射性同位素为基础的测量技术，该技术在地质研究方面的应用，可提高测量结果的有效性，便于人们更好地发现地球演变规律。
本文将对同位素地质年龄测定技术及其相关应用进行探讨。
2 同位素地质年龄测定技术2.1 原理分析测定原理为元素放射性衰变，放射性是指原子核可自发地放射各种粒子，具有自发放射各种射线的同位素称为放射性同位素;而放射出α或β射线后，原子核发生变化的过程可成为放射性衰变;衰变前的放射性同位素称为母体，衰变过程中产生的新同位素则称为子体;若经过一次衰变就可获得稳定子体的为单衰变;若经历若干次连续衰变获得稳定子体的则称为衰变系列。
在衰变过程中，放射性同位素母体同位素原子有一半完成衰变所耗费的时间成为半衰期，较为稳定，不受元素状态、外界环境、元素质量变化的影响;放射性同位素在单位时间内每个原子核的衰变概率成为衰变常数。
利用放射性衰变规律计算地质年代的主要依据就是半衰期和衰变常数。
2.2 放射性同位素测定地质年龄的前提放射性同位素测定岩体年龄的常用技术有U-Pb法、Ar-Ar法、Rb-Sr法、Sm-Nd法、Re-Os法、（U-Th）/He法等，各种方法的使用前提基本相同：①用于测定地质年龄的放射性同位素半衰期与测定对象相匹配，且半衰期和衰变常数能被准确测定;②能准确测定母体同位素组成及各项同位素的相对丰度;③母体衰变产物具有一定的稳定性，便于使用仪器设备对其进行检测;④岩石或矿物处于封闭状态，减少误差;⑤岩石或矿物形成过程中，同位素处于开放状态时间较短，可忽略不计。
hf同位素二阶段模式年龄计算
hf同位素二阶段模式年龄计算HF同位素二阶段模式年龄计算介绍HF同位素二阶段模式年龄计算是一种用于确定地质年龄的方法，它基于铀-铅（U-Pb）同位素体系的测量和计算。
在地质学和地球科学领域，确定岩石和矿物的年龄是非常重要的，因为它可以帮助我们了解地球的演化历史和地质过程。
HF同位素二阶段模式年龄计算方法是目前最常用的年龄测定方法之一。
原理HF同位素二阶段模式年龄计算方法利用了铀的两种同位素，即铀-235（U-235）和铀-238（U-238），以及它们的衰变产物铅-207（Pb-207）和铅-206（Pb-206）。
这种方法通过测量岩石或矿物中铀和铅的含量，以及它们之间的比值，来确定样品的年龄。
步骤HF同位素二阶段模式年龄计算方法的步骤可以分为以下几个部分：1. 采集样品：首先需要从目标岩石或矿物中采集样品。
样品的选择通常基于研究的目的和所关注的特定地质事件。
2. 准备样品：采集的样品需要经过一系列的前处理步骤，包括粉碎、研磨和化学处理，以提取出其中的铀和铅。
3. 测量同位素含量：提取出的铀和铅需要通过质谱仪等设备进行测量。
测量过程中，会测量铀-235和铀-238的含量，以及铅-207和铅-206的含量。
4. 计算年龄：根据测量得到的同位素含量，使用数学模型和计算公式来计算样品的年龄。
计算过程中，考虑到铀和铅的衰变速率以及不同同位素之间的比值。
应用HF同位素二阶段模式年龄计算方法在地质学和地球科学领域有着广泛的应用。
它可以用于确定岩石和矿物的形成时期，揭示地球历史的演化过程，以及研究地质事件的时序关系。
此外，它还可以用于研究火山活动、构造运动、矿床形成等地质现象的时间尺度。
优势和局限性HF同位素二阶段模式年龄计算方法相对来说比较准确和可靠，尤其适用于年龄较年轻的样品。
它可以提供相对较高的年龄分辨率，并且可以用于多种不同类型的岩石和矿物。
然而，它也存在一些局限性，例如，对于年龄较古老的样品，由于铀的衰变速率较慢，计算的结果可能存在较大的误差。
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地质年龄测定SMOW标准：标准平均海洋水(Standard Mean Ocean Water)标准。
PDB标准：PDB(Pee Dee Belemnite)是采自美国卡罗莱纳州白垩系皮狄组中美洲拟箭石化石，碳酸盐岩的碳氧同位素组成通常使用PDB标准。
PDB标准与SMOW标准之间的换算关系(Coplen et al., 1983)：δ18OSMOW = 1.03091 δ18OPDB + 30.91δ18OPDB = 0.97002 δ18OSMOW - 21.8Craig(1965)和Clarton et al.(1965)给出如下换算关系：δ18OSMOW = 1.03037 δ18OPDB + 30.37自然界存在很多放射性同位素，但是目前能用于地质年龄测定的仅有少数几种。
这是因为利用天然放射性同位素测定地质年龄，需要满足一系列前提条件。
1)用来测定地质年龄的放射性同位素有合适的半衰期T1/2，与测定对象相比不宜过大，也不宜过小。
一般与地球年龄相比，最好在地球年龄（45.6亿年）的1/10到10倍之间。
半衰期过大，自地球形成以来，放射成因子体增长不明显，目前的技术水平很难做出精确测定。
相反，半衰期过小，自地球形成以来母体衰减很快，至今几乎或已经完全衰减殆尽，这样，在被测样品中母体含量很少，同样不能被精确测定。
2）放射性同位素的半衰期能够被准确地测定。
这个条件十分重要，一旦半衰期得到精确测定并且获得公认，该方法就会快速发展。
这方面例子很多，早期Rb-Sr法是一例，近期Re-Os 法也是一例。
至今La-Ce法发展缓慢的原因之一，也是与138Laβ-衰变的半衰期过大（超过地球年龄60倍），至今没有准确地测定有关。
3）能够准确测定母体同位素组成和每个同位素的相对丰度。
无论是在自然界的矿物、岩石中，还是在人工合成物中，这个相对丰度应该固定不变，是一个常数。
4）母体同位素衰变的最终产物必须是稳定同位素，当前的技术水平能够准确而灵敏地对它们的含量与同位素组成进行测定。
5）在矿物、岩石形成时，与母体同位素同时进入的还有对应子体同位素，这部分子体不是在矿物、岩石形成后由其中的母体衰变产生。
但是从实验中测出的只能是子体总量。
因此，在计算年龄时必须有办法对混入的这部分初始子体含量进行扣除。
在Rb-Sr法发展早期，这个条件曾制约着它在地质研究中的应用，特别是，对于贫Rb的年轻样品，要得到准确Rb-Sr 年龄相当困难。
后来，等时线法的出现，解决了扣除初始子体含量的问题。
6）矿物、岩石形成后，母—子体系有保持封闭状态能力，或者有多阶段模式进行合理的数据处理。
7）对于铀系、锕系和钍系三个系列衰变来说，还需要满足一个特殊条件，要求系列衰变达到放射性平衡。
即要求衰变系列中，任何一个中间性子体，产生的速度等于衰变的速度，数学表达式为N1•λ1=N2•λ2=┈=Nn•λn式中N1、N2┈Nn分别为相对母、子体同位素的原子数，λ1、λ2┈λn是它们的衰变常数，正因为这个原因，用U-Pb或Th-Pb法测定地质年龄，存在一个下限。
被测对象太年轻（<1 Ma），衰变系列尚未达到平衡，测出的年龄可靠性差。
当衰变系列达到放射性平衡以后，母体衰变掉的原子数直接等于最终产生的稳定子体原子数，而与中间衰变过程无关。
一些放射性同位素原来不能满足上述条件，不能应用于地质年龄测定。
但是，随着实验技术发展，不满足的条件可能一一地实现，成为地质年龄测定和地球化学研究中的新方法。
近20多年里，Sm-Nd法的建立和发展是突出例子。
予计今后还会有2-3种方法日趋成熟，它们在地质学研究中将发挥出新生力量的作用。
在满足上述同位素测年前提条件下，对于等时线定年方法来说，要获得精确可靠的等时线年龄，根据最小二乘拟合原理，还需要样品点在等时线上有均匀合理分布，即要求对等时线的高点、低点及中间位置都有控制。
具体来说对Rb-Sr等时线法，就是要求构成等时线的样品Rb/Sr比有一定的合理变化；对Sm-Nd等时线法，则要求构成等时线的样品Sm/Nd比有一定的合理变化。
另外，要求参加拟合的样品点不少于6～7个根据天然放射性同位素自发地进行衰变或衰变时发射出的射线（主要是α射线）对周围物质作用所产生的某种现象，可以将同位素测年方法分成两大类：1）根据放射性同位素的衰变定律测定年龄。
该大类又分四小类。
a. 通过测定天然放射性同位素与衰变的最终稳定子体之间的含量比确定年龄。
如U-Pb法、K-Ar法、Rb-Sr法、Sm-Nd法等。
它们是测定地质年龄和宇宙样品年龄的主要方法。
b. 通过测定衰变系列中某两个中间性子体的同位素比值测定年龄。
如测定年轻沉积物的U 系子体法：234U-238U、230Th-238U、230Th-234U、230Th-231Pa、210Pb法等。
c. 利用由于放射性衰变引起自然界中某些元素同位素组成有规律的系统变化测定年龄。
如普通铅法、Os同位素法。
d. 已知母体同位素的起始量，并测定现有含量，根据两者比值计算年龄，为14C法。
2）根据射线对周围物质的作用所产生的次级现象测定年龄。
如裂变径迹法，热释光法等。
在以上这些同位素测年方法中，与地质调查关系密切和应用比较普遍的有U-Pb法、Rb-Sr 法、Sm-Nd法、K-Ar法，这四种方法是同位素地质年代学的支柱，近些年U系子体法发展迅速，Re-Os法也发展很快，Lu-Hf法主要应用在有关壳-幔方面的基础地质研究，La-Ce法地质应用至今还处在探索阶段。
这些方法不仅用于测年，Pb、Sr、Nd、Os、Ce等同位素还是极有价值的同位素地球化学示踪工具。
在研究第四纪地质年代学时，一般多采用U系子体法、裂变径迹法、14C法、热释光法等。
K-Ar法的分支39Ar-40Ar法还是研究构造热力学的一个重要手段同位素地质年龄，简称同位素年龄，过去和现在有人也把它称作绝对年龄，是指利用放射性同位素衰变定律，测定矿物或岩石在某次地质事件中，从岩浆熔体、流体中结晶或重结晶后，到现在所经历的时间。
当矿物、岩石结晶时，各种放射性同位素以不同形式进入其中后，它们在矿物、岩石中的含量是随着时间作指数衰减，与此同时，放射成因子体不断积累。
在矿物、岩石自形成以来一直保持化学封闭的条件下，即体系中没有发生母、子体与外界物质的交换，没有带进和带出，那么通过测定现在矿物、岩石中母体及对应子体的含量，根据衰变定律就能得到矿物、岩石的同位素地质年龄。
不同矿物具有不同的晶体化学特征，不同类型岩石，是不同地质作用的产物，有着不同的地质历史。
另一方面，不同的放射性同位素母—子体系进入化学封闭状态的起始时间与保持封闭体系的能力互不相同。
这样，用不同同位素方法测定同一对象，或用同一方法测定不同对象，所得到的同位素年龄就有着不同地质意义，并不是都能代表结晶年龄。
当岩石（体）从高温下冷却至某个温度后，某同位素母—子体系开始进入封闭状态，此时的临界温度称作该体系封闭温度。
有的情况下，如浅成小侵入体或火山喷发熔岩，岩石一旦结晶便很快冷却，某个母—子体系及时进入封闭状态开始计时，用该母-子体系测出的年龄可以代表岩体侵入和火山喷发年龄。
但是，在另外一种情况下，如埋藏很深的大规模岩基，岩石冷却缓慢，从岩石结晶（岩体侵位）到冷却至封闭温度以下，中间需经历一段较长时间，此时，同位素年龄代表的是岩基冷却至封闭温度以下后距离现在的时间，所以冷却年龄小于岩石结晶年龄。
此外，有的岩（石）体在形成后某一时间遭受到了强烈变质作用或热动力干扰作用，子体同位素发生再平衡，当变质作用过后，同位素计时器又重新启动，此时记录的就是变质作用或热事件发生时间，而不是岩石形成年龄。
还有一种情况也常常发生，同位素年龄测定对样品有着极严格要求，而实际工作中有许多样品不符合这些要求，因而得到的某些年龄完全无地质意义。
总之，所谓绝对年龄并不都绝对代表形成年龄，如何正确应用同位素年龄数据研究复杂地质问题，是同位素地质年代学的中心研究内容。
同位素比值R为某一元素的重同位素丰度与轻同位素丰度之比，例如D/H、13C/12C、34S/32S等，由于轻元素在自然界中轻同位素的相对丰度很高，而重同位素的相对丰度都很低，R值就很低且很冗长繁琐不便于比较，故在实际工作中采用了样品的δ值来表示样品的同位素成分。
样品（sq）的同位素比值Rsq与一标准物质（st）的同位素比值（Rst）比较，比较结果称为样品的δ值，其定义为：δ（‰）=（Rsq / Rst - 1）×1000即样品的同位素比值相对于标准物质同位素比值的千分差。
对同位素标准物质的要求是：（a）组成均一性质稳定；(b)数量较多，以便长期使用；(c)化学制备和同位素测量的手续简便；（d）大致为天然同位素比值变化范围的中值，以便用于绝大多数样品的测定；（e）可以做为世界范围的零点。
目前国际通用的同位素标准如下：（1）氢同位素：分析结果均以标准平均大洋水（Standard Mean Ocean Water,即SMOW）为标准报导，D/H SMOW =（155.76 ± 0.10）× 10-6（2）碳同位素：标准物质为美国南卡罗来纳州白垩纪皮狄组层位中的拟箭石化石（Peedee Belemnite,即PDB），其13C/12C =（11237.2 ± 90）× 10-6（3）氧同位素：大部分氧同位素分析结果均以SMOW标准报导，18O/16O SMOW=（2005.2 ± 0.43）×10-6，17O/16O SMOW=（373 ± 15）×10-6；而在碳酸盐样品氧同位素分析中则经常采用PDB标准，其18O/16O = 2067.1×10-6，它与SMOW标准之间存在一转换关系。
（4）硫同位素：标准物质选用Canyon Diablo铁陨石中的陨硫铁(Troilite),简称CDT。
34S/32S CDT = 0.0450045 ± 93（5）氮同位素：选空气中氮气为标准。
15N/14N = （3.676.5 ± 8.1）×10-6（6）硅同位素：选用美国国家标准局的石英砂NBS-28做为标准。
（7）硼同位素：采用SRM951硼酸做为标准，NBS推荐的11B/10B比值为4.04362±0.00137 放射性同位素衰变的一个突出特点是，衰变速率完全不受外界因素影响，不因外界温度、压力或化学条件的改变而改变。
衰变速率大小完全是每个放射性同位素的固有特性。
实验证明，放射性同位素原子核的衰变，不是同时发生，但是在一个体系中，在t 到t + △t时间内，已衰变的核子数△N与尚未衰变的总核子数N和衰变的时间△t成正比，即△N∝N•△t (1.1)写成等式△N/△t=-λ.N(1.2)式中λ为衰变常数，物理意义是，一个具放射性的原子核在单位时间内发生衰变的概率，地质年代学中以年-1（a-1）表示。