Eón Proterozoico, la más joven de las dos divisiones del tiempo precámbrico, siendo la más antigua el Eón Arcaico. El Eón Proterozoico se extendió desde hace 2.500 millones a 541 millones de años y suele dividirse en las eras Paleoproterozoica (2.500 millones a 1.600 millones de años), Mesoproterozoica (1.600 millones a 1.000 millones de años) y Neoproterozoica (1.000 millones a 541 millones de años). Se han identificado rocas proterozoicas en todos los continentes y a menudo constituyen importantes fuentes de minerales metálicos, especialmente de hierro, oro, cobre, uranio y níquel. Durante el Proterozoico, la atmósfera y los océanos cambiaron significativamente. Las rocas del Proterozoico contienen muchos rastros claros de formas de vida primitivas: restos fósiles de bacterias y algas azul-verdes, así como de los primeros animales dependientes del oxígeno, la fauna Ediacara.
Encyclopædia Britannica, Inc. Fuente: Comisión Internacional de Estratigrafía (ICS)
El oxígeno es un subproducto de la fotosíntesis. El oxígeno libre en la atmósfera aumentó significativamente como resultado de la actividad biológica durante el Proterozoico. El período de cambio más importante se produjo entre hace 2.300 millones y 1.800 millones de años, cuando el oxígeno libre comenzó a acumularse en la atmósfera. Los niveles de oxígeno fluctuaron durante esta época, coincidiendo con el periodo de máxima deposición de las formaciones de hierro en banda, que eliminaron el exceso de oxígeno de la atmósfera en todo el mundo. El hierro ferroso (Fe2+) de los océanos se combinó con el oxígeno atmosférico y, tras oxidarse a Fe2O3, se precipitó como el mineral hematita en el fondo del océano. La continua actividad biológica permitió que las concentraciones de oxígeno atmosférico aumentaran.
Para el momento en que los eucariotas se establecieron en el medio ambiente, la presión del oxígeno atmosférico había aumentado desde valores bajos hasta aproximadamente el 10 por ciento del nivel atmosférico actual (PAL). Los eucariotas megascópicos aparecieron por primera vez hace unos 2.300 millones de años y se generalizaron hace unos 1.800 millones de años. Los eucariotas empleaban una forma de respiración y metabolismo oxidativo; tenían un núcleo central que podía dividirse en células sexuales separadas, por lo que, por primera vez, un código genético mixto y variable podía transmitirse a las generaciones más jóvenes.
Los primeros organismos de la Tierra florecieron más fácilmente en las aguas poco profundas de los márgenes continentales. Estos entornos estables de las plataformas continentales, que eran raros en el Arcaico, se desarrollaron después de hace 2.500 millones de años, facilitando el crecimiento de los organismos fotosintéticos y, por tanto, la producción de oxígeno. Una prueba del rápido aumento del contenido de oxígeno es la primera aparición en los márgenes continentales de areniscas rojas. Su color se debe al recubrimiento de los granos de cuarzo con hematita. Otra prueba es la aparición de lechos de suelo fósil ricos en hematita que datan de hace unos 2.500 millones de años. La formación de estos lechos es consistente con un drástico aumento de la presión de oxígeno a 0,1 atmósferas (100 milibares) entre 2.200 y 2.000 millones de años atrás.
Hace entre 600 y 543 millones de años, apareció la fauna multicelular Ediacara; estos fueron los primeros metazoos (animales formados por más de un tipo de célula) que requerían oxígeno para crecer. La fauna Ediacara de cuerpo blando fue la precursora de los organismos con esqueleto, cuya aparición marcó el final del Proterozoico y el comienzo del Eón Fanerozoico.
Encyclopædia Britannica, Inc. Fuente: Comisión Internacional de Estratigrafía (ICS)
La historia del Eón Proterozoico está dominada por la formación y ruptura de supercontinentes. En la época del límite Arcaico-Proterozoico, hace unos 2.500 millones de años, muchos pequeños cratones (porciones interiores estables de los continentes) dominados por arcos de islas se habían fusionado en una gran masa de tierra, o supercontinente. La ruptura de esta masa terrestre está indicada por la intrusión de abundantes enjambres transcontinentales de diques de dolerita (un tipo de roca ígnea de grano fino) durante el periodo comprendido entre hace 2.400 y 2.200 millones de años. Estos diques fueron el resultado del impacto de las plumas del manto sobre la base de la corteza continental. Esta fue la causa fundamental de la ruptura del supercontinente inicial. Durante el periodo comprendido entre hace 2.100 millones y 1.800 millones de años, estos fragmentos volvieron a unirse, por tectónica de colisión, en un nuevo supercontinente llamado Columbia. Los procesos modernos de tectónica de placas estaban en funcionamiento hace al menos entre 2.100 y 2.000 millones de años, como demuestran dos de los ofiolitos (fragmentos de corteza oceánica) más antiguos del mundo, bien conservados, situados en el complejo de Purtuniq, en Labrador, y en el complejo de Jourma, en Finlandia. La fragmentación del Columbia dio lugar a muchos continentes más pequeños que acabaron reuniéndose en otro supercontinente, o grupo de varias piezas continentales grandes muy próximas entre sí, hace unos 1.000 millones de años. Este conjunto se denomina Rodinia.
Rodinia fue intruida por muchos diques basálticos hace 1.000 millones de años. Estos diques contribuyeron a la fragmentación del supercontinente y estuvieron asociados a la formación del océano Iapetus hace unos 600 millones de años. Otros indicios de la actividad de la pluma y de la ruptura continental son los vastos montones de basaltos y las grietas transcontinentales. Un ejemplo clave es el Keweenawan Rift, de 1.100 millones de años, en Norteamérica, que se extiende desde Michigan hasta Kansas, pasando por el Lago Superior. Esta grieta, que tiene 2.000 km de largo y 160 km de ancho, contiene una pila de lavas basálticas de 25 km de espesor.
Muchos cinturones montañosos se formaron durante el Proterozoico, en particular durante los intervalos comprendidos entre 2.100 y 1.800 millones, 1.300 y 1.000 millones, y 800 y 500 millones de años atrás, asociados a la ruptura de supercontinentes y la posterior colisión de sus fragmentos. Las nuevas cuencas oceánicas se crearon por el desgarro de los continentes y posteriormente se destruyeron en zonas de subducción similares a las que se encuentran bajo el actual Japón. El cierre de estos océanos permitió la colisión de los bloques continentales, dando lugar a grandes cinturones montañosos como el cinturón de Grenville en el este de Norteamérica. Este cinturón, con una antigüedad de entre 1.300 y 1.000 millones de años y una longitud de 4.000 km, tuvo un origen muy similar al de la cordillera del Himalaya, que se formó en tiempos geológicos recientes. Otros grandes cinturones montañosos del Proterozoico creados por colisiones continentales son el orógeno de Wopmay, en el noroeste de Canadá (2.100 millones de años), el Trans-Hudson, en Canadá (1.800 millones de años), el Svecofeniano, en Finlandia (de 1.900 a 1.800 millones de años), el orógeno Ketilidiano (1.800 millones de años), en el suroeste de Groenlandia, y los cinturones de Braziliano, Namibia y Mozambique, todos ellos de entre 900 y 500 millones de años. Por el contrario, cinturones montañosos como el Birimio, de 2.100 millones de años, en África occidental, y los cinturones del Escudo Árabe-Nubio, de entre 1.000 y 500 millones de años, se desarrollaron por la adición de nuevo material procedente en gran medida del manto terrestre. Por lo tanto, incluyen muchos arcos insulares similares a los que se encuentran en el Japón actual, así como muchas secuencias de ofiolitas.
Muchas cuencas del Fanerozoico contienen gruesos montones de sedimentos y se encuentran parcial o totalmente sobre cinturones montañosos del Proterozoico, ocultando las relaciones geológicas subyacentes. Algunos cinturones montañosos del Fanerozoico, como el del Himalaya, contienen bloques de rocas del Proterozoico de muchas decenas de kilómetros de tamaño que han sido fuertemente reelaborados por la actividad tectónica posterior.