第四纪绝对年龄测定可以根据一种顺序性的第四纪事件或现象的计算获得。最通常的顺序性的第四纪现象是树木年轮和纹泥沉积的形成。这些事件顺序都是一些每年作类似地重复的自然周期韵律过程。绝对年龄也可以用放射性物质的蜕变所形成的地球化学变化进行测定。下面简述这些方法。
（一）年轮年代学
树木的年轮是由于木质生长的季节变化而产生的。春季和夏季木质生长快速，产生大胞室；秋季木质生长缓慢，胞室变小；冬季几乎不产生胞室。所以，一年中木质的生长从较大细胞开始，而终于较小细胞。这两种细胞生长类型，形成一个年轮。因此，年轮的数目代表着树木的年龄（图12-1）。
图12-1 树木年轮剖面图
A—针叶树Pinus strobus剖面；B—被子植物Salixnigra剖面
年轮年代学研究和计算树木的年轮，可以测定与树木相关的沉积物的年龄。在一些地区内，年轮学测定年龄的范围，已经可以回溯至距今8000a。在这些地区内，树木的生长是连续的。各树株的年龄虽可以互相超覆，但却是可以彼此联接起来计算年轮的年代的。除自然保留下来的树株而外，这种方法还可以用来测定有史记录之前，木结构建筑物中木头的年代。
用年轮法测定的年表与放射碳法测定的年龄互相对照，可以获得精确的测定结果。
发育于第四纪堆积物之上的森林地区树木年龄的下限，是该区第四纪堆积物（例如，冰积物、冲积物等第四纪堆积物）年龄的上限。用这种方法测定山区原始森林的下限和上限的树木年龄，可以指示环境变化的年龄。环境变化可使森林边界向山上或向山下迁移。
自然环境，诸如气候、水文等，控制着年轮的生长程度。例如，气候控制着光合作用。并从而控制着年轮的宽度。所以，年轮宽度的变化指示着过去环境的变化及其年龄。为此，需要了解一个特殊树种的年轮宽度与环境诸因素之间的关系，据以进行年轮生长过程中的自然环境的研究。在干旱气候环境内，干旱限制着树木的生长，年轮的宽度与每年季节降水量有关；而在潮湿气候条件下，水却常常不是一个限制树木生长的因素。但季节湿度的变化，却明显地影响着年轮的宽度。
利用年轮学研究过去第四纪环境以建立年代学的主要困难，是由于干旱和低温而出现年轮的缺失和不连续。这些特点以及年轮宽度的变化，都是在解释中需要考虑的。
在年轮学中，用途最广的树木是针叶树，特别是松科。
为进行年轮分析，应在树干的靠近根部，由边缘直到中心，系统地采样。建立年轮年代学分三个步骤。首先，选择一些对于气候敏感的和迟钝的特殊树种的年轮顺序或系列；第二步建立各树株的交切和超覆年代测定，以克服年轮缺失或不清楚的困难；第三步采取不同地点的一些树种的大量样品，并用低倍显微镜检查年轮系统。特别要注意在一些关键地点采取缓慢生长和快速生长的有利于研究的样品。此外，要注意采取最古老的树株的样品。年轮年代学的样品也可以采自史前居民的木质文物中。
（二）纹泥及其他具纹层的沉积物年代学
具有纹层的沉积物或显示出沉积韵律的沉积物，代表着两个沉积类型（快速沉积和缓慢沉积）规则地和反复地互相交替，即形成了“沉积类型偶”或“沉积类型对”。每一“偶”或“对”反映着一个沉积环境变化周期。纹层沉积物在第四纪堆积物中是比较常见的。这些沉积物偶尔可以由于以无机物为主的沉积物的粗粒物质与细粒物质的互相交替所引起，例如在冰川纹泥中。也可以由于富有机物层与贫有机物层的互相交替所引起，如在湖积物中。瑞典地质学家de Geer使用季候泥（varve）一词来描述具有周期性重复沉积韵律（具纹层）的沉积物。根据沉积物对的数目，可以测定沉积物形成的年龄。de Geer所研究的是瑞典境内的最后一次冰期晚期和冰后期的具纹层的粉砂和粘土层。在这种粉砂和粘土层中，每年夏季，形成较粗粒的沉积；冬季形成较细粒的物质。它们组成一个沉积类型偶，代表一年。具有明显的年变化的其他一些韵律沉积物，见于许多地区的冰湖沉积中。它们显示出浅色富硅藻和钙的碳酸盐类的夏季层，以及较暗色的硅藻较少和有机物质较多的冬季层。除陆地沉积外，在许多海湾中，由于富硅藻沉积物和富粘土沉积物的互相交替出现，也形成纹层海积物。
在利用第四纪纹层沉积物估定年龄之前，显然，沉积物的年周期韵律即沉积类型偶（或其他周期韵律）必须首先确定下来，即首先确定一个沉积物的周期韵律所代表的时间。这一点常常是困难的。因为即使在典型的纹层粘土中，一个沉积类型偶中的细纹层，也可以引起混淆，从而使据其所估定的年龄偶有疑点。这样一些小的细纹层可以由于大风浪之后的再沉积形成。
纹泥广泛被用来作为晚第四纪年代学的一种基础，特别是在斯堪的纳维亚半岛。但是，在具体应用时，需要研究用这种方法测定不同地点和不同类型第四纪堆积物时所可能达到的精度和可能出现的困难。
（三）地球化学年代学
在时间过程中，一些具有放射性的地球化学元素，形成放射物质，或由于放射分裂而形成新的元素，即同位素。测定某些已知分裂速度的元素的量，可以计算该元素自开始分裂以至现时的时距。这种根据一些元素量的测定以计算年龄的方法，叫做地球化学年龄测定法（或地球化学年代学、放射年龄测定法、同位素年龄测定法）。由于所使用的元素和处理方法不同，所以，地球化学年龄测定法又分为许多种方法。在第四纪年龄测定中，最重要的是放射碳法和钾-氩法。
1.放射碳（14C）测定年龄法 这是一种运用非常广泛的测定近数万年事件的方法。这种方法的原理是测定第四纪堆积物中所含有机物质即各种动、植物的残体中的放射碳的活动性，借以测定有机物质的年龄，并从而测定含有这种有机物质的第四纪堆积物的年龄。放射碳是在大气上层由于氢和宇宙放射线中子的相互作用形成的。放射碳被氧化成为CO2，并与大气中的CO2相混合，然后被植物和动物所摄取，并且在海水和淡水中被分解。在这里，它被活着的生物所摄取，并且与溶解的CO2、碳酸盐类和重碳酸盐类发生相互置换作用，以形成无机沉积物（图12-2）。于是放射碳渗透进入生物圈，并与大气、淡水和海洋的碳贮达到平衡。在有机物死灭时，放射碳被保存于其遗体中，并随时间的进展而被分解。分解速度用半周期计算。半周期为5568a。在这一时期内，活动性衰减一半。所以，测定化石生物物质中放射碳的量，就可以测定出生物死后的时间以及失去平衡的时间。
（1）放射碳分析中的假定 这种方法测定年龄需要有如下一些假定：
① 现时生活的有机物的放射性碳，与过去生物中的放射性碳相同，即在大气中放射碳的浓度保持不变，并且由此有机物中所含的任何碳同位素的比例，也都是相同的（在现在生活的树木中，12C∶13C∶14C=98.9∶1.1∶1.07×10-10）。大气中的碳活动性常数，随放射碳的比例常数，并随由于沉积作用而失去的放射碳量和碳贮中各不同部分的同位素的平衡而不同。大气中活动性的变化，业已根据放射碳测定的树木年轮顺序和纹泥沉积物顺序确定下来。过去1000a来，大气活动性的变化为1—2%。大气活动性的变化，具有周期韵律性；并且，一些短的周期，重叠于较长的周期之上。地球磁场强度的变化，可以改变宇宙放射流，以致产生活动性的长周期变化。其他一些因素，如太阳黑点变化的周期，可以影响宇宙射线流，以产生活动性的短周期。纹泥年代学和放射碳年代学都证明在过去10000a内的变化结果是类似的。现时，放射碳年代学已被看做是一种独立的第四纪地层年表。
② 大气放射碳的来源在地理上是一致的，即在各大陆都是大致相同的。
③半衰期业已被精确测定。半衰期多次测定平均值为5730±30a。然而Liby的5868a标准却仍在使用。
④自从生物死亡后，放射碳没有化学作用。然而，实际上却可能发生作用。
（2）误差来源 在这种方法的运用中，有许多误差来源，包括植物或介壳在其生活或被测定时期的同位素的含量，在样品处理和放置过程中的混染。
① 在处理过程中的同位素含量，一般有少量放射碳含量被丧失。但在一些较老于数千年的样品中，这一误差可变得显著。如在样品中的12C与13C的比例已知时（用质谱仪测定），则这种失去的量是可以对比的。样品中13C的含量，不仅可供这类误差对比，而且还可以揭示出由于水的硬度和含有有机质而导致的在一个沉积柱中的变化。
图12-2 大气中14C产生示意图
在交换碳贮的不同部分内，12C和14C的量，用地球表面每1cm2大气CO2在交换平衡中的C的克数表示。主要碳贮是海洋碳酸盐类
经证明，在植物中同位素的含量可以引起在光合作用中12C的富集。在海洋的表面水中，这种活动性低于平均数。因为表面放射碳原子与较深海洋中年龄较大的碳原子混合。
② 较新碳原子侵入于样品中。含于腐植酸和靠近根系中的碳的放射性大得多，并由此降低样品的视年龄（表12-4）。在测定靠近放射碳年龄边缘界限附近的一些老样品的年龄时，这一点是特别重要的。在那里，即使引入少量的放射碳，也将使一个样品的年龄变得太大于本身任何可测活动性所应有的年龄。侵入腐植质的含量可以分离出来，并分别测定其年龄。新近的根系可出现在近地表的样品中，必须从样品中排除所有化石叶子、枝条、种子等，并测定它们的年龄。有时，很难将新近侵入的植物与有机沉积物分离出来。含于碳酸盐中新碳的渗入，可以使介壳的外皮层的放射性增大。在这种场合下，需要将介壳侵入淡Hel中以去掉外层。也可以在制备过程中，由于冲淡样品而被放射碳混染，如像在第三纪介壳的年龄测定时那样。新近放射碳也可以在样品贮藏过程中进入。
表12-4 第四纪地球化学年龄测定方法
（根据Broecker,1965）
③老碳的侵入。较老的碳可以碎屑碳的形式进入沉积物中，或由于光合作用而进入水下水生植物中，当周围岩石中的碳酸盐类溶于水中时，淡水和陆生软体动物也可以吸收老的碳。
④地层误差。被测定年龄的对象，与含有它的地质物质的年龄应当是一致的，这种年龄才是有地质意义的。例如在上升海滩中的老海积物与海滩的建造不是同时的，所以不能用来测定海滩的年龄。一种人工含碳制品不一定与含有它的被测定的有机沉机物是同一年龄的。在一个考古地点中的木炭，可以由于老得多的一种木头的燃烧而产生出来；而泥炭的压紧（其厚度等于原始厚度的一半至1/7）又可以使泥炭与其所含有的木头发生相对错动。在树木的测定中，或测定外部的年轮以测定最接近于该树死亡和被埋藏的年龄，或者利用稍后不久的年青的树或枝条去测定这种年龄，都可以产生较大的误差。
（3）样品收集和处理 一般用于测定14C年龄的物质常用的有木炭、木头、泥炭、软泥、骨骼和介壳。
测定14C年龄的样品，需小心采取，防止现代根系的穿透和其它类型的混染。样品应保持干燥，放置瓶中。在有机物质处理之前，需用热稀盐酸排除碳酸盐类和用稀氢氧化钠排除腐植酸。而当用介壳作为样品时，需用稀盐酸排除表层，表层碳可以在水穿过时与碳交换。用泥炭和木头作样品时，需要分离木质素和赛璐珞，以防混染。如提取有机物质，需用煮沸的蒸馏水或稀盐酸冲洗样品。
测定物质的采取样品量，随样品的含碳量而不同，一般需要3—5g碳，随计算量而不同。当含碳量高时，30g干样品即敷应用；而当含碳量低时（例如，部分为无机沉积物），样品需要200—300g。
（4）年龄的解释 在一个样品的年龄计算中，计算半周期规定为5568a，而活物质的现代放射性半周期为醋酸活动性的95%。现代物质活动性的增大是由于核子试验引起的；减少是由于煤及其它燃料所产生的炭进入大气中引起的。标准醋酸活动性的95%，接近于本世纪末形成木头的活动性。
海生介壳难以达到现代标准活动性。现代海生介壳只能测定其数百年来的近似年龄，并且随海洋环境而不同。
在分析中，将木头和泥炭分成几部分，对放射碳的含量进行校正。
年龄是概算的，因为放射性衰变是漫射的。年龄用时距计算。在一个时距内，包含真实年龄，具某些不肯定性。每一测定误差都用统计法计算，并且参考标准误差。分析结果用放射年龄距今前（B·P）表示，自1950年计算，或用元前（B·C）计算。
除采用同位素富集过程而外，放射碳年龄测定，大致为七个半周期（30000—40000a）。利用同位素富集过程，测定年龄可达64000a。在这一极端年龄界限内，即使小的活性碳的微小混染，也可使样品年龄太大，所以样品的选择和测定需要小心。
（5）放射碳法的主要优点 放射碳测定年龄法应用广泛并可远距离对比。此法已被有效且广泛地用来测定发现于有机沉积物中的考古学、植物史和气候事件的年龄。并可用来测定用淡水和海水沉积物过渡剖面所揭示出来的海面变化的年龄。尽管测定的年龄长度有局限，并且还由于种种原因而可能引进误差。这种方法也用于灰化土中的B层有机物质，借以测定土壤的最小年龄。现时，这种方法的精度正在提高，用的范围正在扩大。
2.钾-氩测定年龄法 长期存在的和自然发生的K的同位素40K分裂成为40Ar。测定40Ar的产生值与剩余40K的比值，就可以测定矿物晶体发生的年龄或整个含钾岩石，诸如玄武岩和凝灰岩等产生的年龄。这种方法的前提是分裂物质不是岩石的正常成分，Ar被认为是在结晶之后产生的。并且还假定在结晶之后K的含量没有变化；未被以后的侵入作用所加热而引起K-Ar比值的变化。还有一个困难是火山岩可含有较老的岩石碎屑，后者将大大使年龄增大。这些误差来源所引起的误差较放射碳法的误差大。
这种方法的提出，使第四纪火山岩及其结晶成分的年龄可以测定，并且已获得的第四纪事件的年龄测定，超过了放射碳年龄长度。
已经使用这种方法测得了大量第四纪年龄的数据。这些年龄被用来确定古地磁世和事件的年龄，并且也对动物群和植物群定年。非洲Olduvai峡谷的年龄测定数据最多。那里，40个以上的钾-氩年龄测定由层Ⅰ和层Ⅱ起，示明了1.5—2.0Ma的时间顺序：Olduvai古地磁事件介于1.6—1.9Ma之间。
K-Ar测定年龄法为下更新世年龄学提供了依据，并且，如这种方法加以改善，还可以测定中更新世年龄。
3.其他地球化学方法 长周期的U同位素238U和239U，分裂通过短周期同位素产生铅，这些中间同位素的一些，具有适用于第四纪年龄测定的半周期。He的累积的测定，也可用于第四纪年龄。238U分解成为He。
这些U系地球化学测定年龄法，现时发展很快；并且，在将来它们将对第四纪年代学有更大的帮助。某些U分裂同位素测定年龄法的原理和用途简述如下：
（1）230Th缺少。在某些有机物质中（海洋碳酸盐、泥炭）具有原始230Th缺失，但在时间过程中，它们却向着U平衡的方向生长。
230Th-U法已被用来测定海洋有机物质。假如碳酸盐类，在生物死后不久的时期内，含U而不含Th，并且碳酸盐系统保持封闭，则230Th-234U比值随年龄而变化，直到0.5Ma，达到平衡为止。利用这种方法，西印度群岛的巴巴多斯珊瑚礁的大致年龄测定为80000—100000a，与珊瑚礁的相对地层年龄一致。化石软体动物的测年未达到这样水平，并且这种过程的地球化学尚需进一步研究。
（2）230Th过剩。在海洋沉积物中，230Th随时间而分裂。如近代沉积物的过剩230Th在海洋床的任一点的时间为一常数，则随深度增大而增大的分解量就可以提供沉积物的累积速度。
（3）231Pa-230Tu法。在近代海洋沉积物中，被认为231Pa-230Th比值是一常数，并与海洋中238U和235U的丰度是相关的。由于两种同位素的分解速度不同，随沉积物深度而不同的两种元素的比值的变化，将提供沉积物累积速度。用231Pa的分裂制定了类似的方法。这种方法已被用来为同位素测定而进行海洋沉积物的年龄测定。
（4）氚法。3H由于宇宙放射线的冲击形成，具12年半周期。3H与水氧化，进入冰川冰中，而其在冰中的丰度，可用来测定50—100a来的冰的年龄。
（5）铵基酸消旋法。铵基酸在生命物质中是最重要的。在化石骨骼中，消旋量随年龄增长。这种速度随温度而不同。如在一个地点，消旋速度被确定，则骨骼年代值就可以估定，异白氨酸和丁氨二酸被用来进行测定。后者在20℃时半周期为15000a，所以，测定骨骼年龄大大长于放射碳法。
表12-5 第四纪年龄测定所用U族同位素蜕变系列（Broecker,1965）画有下线者是主要原素
（四）裂变径迹测定年龄法
U核产生一种可检示的轨迹，在一种矿物中的裂变产生的碎屑。这些踪迹可用化学腐蚀加以检得，并且可以计算。样品用已知中子冲击，而踪迹的数目再加以计算。这两种踪迹密度的比值，可以计算年龄。角闪石、磷灰石和自然玻璃被认为最适用于第四纪火成岩测定年龄的成分。Olduvai峡谷层I的裂变踪迹测定年龄为203Ma，与K-Ar法测定的年龄一致。
（五）热发光法
石英、长石、碳酸盐类物质，加热至赤热温度时的发光强度与其产生后所接受的总辐射量呈正比，而辅射量又与时间呈正比，所以，发光强度也就与被测定物质的形成时间呈正比。这种方法可以测定第四纪各个时期一些事件的年龄。
（六）天文学法
这种方法认为地球气候变化是由于地球绕日旋转的地球轨道诸固素的变化所决定的，并且因为这些变化可以计算过去年龄，所以就可以计算过去气候变化年龄、频度和性质。由于轨道变化所引起的地球气候和日照变化之间关系的理论，是与milankovitch的名字伴随的，并且这一理论为Zeuner（1938）所发展。近来，测定气候年龄的知识业已大大增长，特别是通过海积物岩心的研究，有一种观念认为，地球轨道产生与地质记录的气候事件相吻合的过去150000a的变化的周期性。研究这种对比将是特别重要的。因为这一类型年代学的基础，显然，对于第四纪是最重要的。