Eon protérozoïque, la plus jeune des deux divisions du temps précambrien, la plus ancienne étant l’Eon archéen. L’Eon protérozoïque s’étend de 2,5 milliards à 541 millions d’années et est souvent divisé en ères paléoprotérozoïque (2,5 milliards à 1,6 milliard d’années), mésoprotérozoïque (1,6 milliard à 1 milliard d’années) et néoprotérozoïque (1 milliard à 541 millions d’années). Les roches protérozoïques ont été identifiées sur tous les continents et constituent souvent des sources importantes de minerais métalliques, notamment de fer, d’or, de cuivre, d’uranium et de nickel. Au cours du Protérozoïque, l’atmosphère et les océans ont considérablement changé. Les roches protérozoïques contiennent de nombreuses traces certaines de formes de vie primitives – les restes fossiles de bactéries et d’algues bleues, ainsi que des premiers animaux dépendant de l’oxygène, la faune d’Ediacara.
Encyclopædia Britannica, Inc. Source : Commission internationale de stratigraphie (ICS)
L’oxygène est un sous-produit de la photosynthèse. L’oxygène libre dans l’atmosphère a augmenté de manière significative en raison de l’activité biologique au cours du Protérozoïque. La période de changement la plus importante s’est produite entre 2,3 milliards et 1,8 milliard d’années, lorsque l’oxygène libre a commencé à s’accumuler dans l’atmosphère. Les niveaux d’oxygène ont fluctué au cours de cette période, coïncidant avec le pic de dépôt des formations de fer rubané, qui ont éliminé le surplus d’oxygène de l’atmosphère dans le monde entier. Le fer ferreux (Fe2+) présent dans les océans s’est combiné à l’oxygène atmosphérique et, après s’être oxydé en Fe2O3, a précipité sous forme d’hématite au fond de l’océan. La poursuite de l’activité biologique a permis aux concentrations d’oxygène atmosphérique d’augmenter.
Au moment où les eucaryotes se sont établis dans l’environnement, la pression atmosphérique en oxygène était passée de faibles valeurs à environ 10 % du niveau atmosphérique actuel (PAL). Les eucaryotes mégascopiques sont apparus il y a environ 2,3 milliards d’années et se sont répandus il y a environ 1,8 milliard d’années. Les eucaryotes employaient une forme de respiration et de métabolisme oxydatif ; ils avaient un noyau central qui pouvait se diviser en cellules sexuelles distinctes, et ainsi, pour la première fois, un code génétique mixte et variable pouvait être transmis aux jeunes générations.
Les premiers organismes sur Terre se sont développés le plus facilement dans les eaux peu profondes des marges continentales. De tels environnements stables du plateau continental, qui étaient rares à l’Archéen, se sont développés après 2,5 milliards d’années, facilitant la croissance des organismes photosynthétiques et donc la production d’oxygène. Parmi les preuves de l’augmentation rapide de la teneur en oxygène figure la première apparition sur les marges continentales de grès rouges. Leur couleur est due à l’enrobage des grains de quartz par de l’hématite. D’autres preuves sont fournies par l’apparition de lits de sol fossiles riches en hématite qui datent d’environ 2,5 milliards d’années. La formation de ces lits est cohérente avec une augmentation drastique de la pression d’oxygène à 0,1 atmosphère (100 millibars) entre 2,2 milliards et 2,0 milliards d’années.
Il y a 600 millions à 543 millions d’années, la faune multicellulaire des Ediacara était apparue ; il s’agissait des premiers métazoaires (animaux constitués de plus d’un type de cellule) qui avaient besoin d’oxygène pour se développer. La faune à corps mou d’Ediacara était les précurseurs des organismes à squelette, dont l’apparition a marqué la fin du Protérozoïque et le début de l’Eon Phanérozoïque.
Encyclopædia Britannica, Inc. Source : Commission internationale de stratigraphie (ICS)
L’histoire de l’Eon protérozoïque est dominée par la formation et la dislocation de supercontinents. À l’époque de la limite entre l’Archéen et le Protérozoïque, il y a environ 2,5 milliards d’années, de nombreux petits cratons (parties intérieures stables des continents) dominés par des arcs insulaires avaient fusionné en une grande masse continentale, ou supercontinent. La rupture de cette masse continentale est indiquée par l’intrusion d’abondants essaims transcontinentaux de dolérites (un type de roche ignée à grain fin) au cours de la période allant de 2,4 à 2,2 milliards d’années. Ces dykes résultent de l’impact des panaches mantelliques sur la base de la croûte continentale. C’est la cause fondamentale de l’éclatement du supercontinent initial. Au cours de la période comprise entre 2,1 milliards et 1,8 milliards d’années, ces fragments ont à nouveau fusionné, par tectonique de collision, en un nouveau supercontinent appelé Colombie. Les processus modernes de tectonique des plaques étaient en cours il y a au moins 2,1 à 2,0 milliards d’années, comme le montrent deux des plus anciennes ophiolites (fragments de croûte océanique) bien préservées au monde, situées dans le complexe de Purtuniq au Labrador et le complexe de Jourma en Finlande. La fragmentation de la Colombie a donné naissance à de nombreux petits continents qui ont fini par s’assembler en un autre supercontinent, ou un groupe de plusieurs grands morceaux continentaux situés à proximité les uns des autres, il y a environ 1,0 milliard d’années. Cet assemblage est appelé Rodinia.
Rodinia a été intrudé par de nombreux dykes basaltiques après 1,0 milliard d’années. Ces dykes ont contribué à la fragmentation du supercontinent et ont été associés à la formation de l’océan Iapetus il y a environ 600 millions d’années. D’autres indications de l’activité du panache et de la fragmentation des continents sont de vastes amas de basaltes et des rifts transcontinentaux. Un exemple clé est le rift Keweenawan en Amérique du Nord, vieux de 1,1 milliard d’années, qui s’étend du Michigan au Kansas en passant par le lac Supérieur. Ce rift, long de 2 000 km (environ 1 200 miles) et large de 160 km (100 miles), contient un empilement de laves basaltiques de 25 km (environ 16 miles) d’épaisseur.
De nombreuses ceintures de montagnes se sont formées au cours du Protérozoïque, en particulier pendant les intervalles compris entre 2,1 et 1,8 milliard, 1,3 et 1,0 milliard, et 800 et 500 millions d’années, associés à la rupture de supercontinents et à la collision ultérieure de leurs fragments. De nouveaux bassins océaniques ont été créés par l’écartement des continents et ont ensuite été détruits dans des zones de subduction similaires à celles situées sous le Japon actuel. La fermeture de ces océans a permis à des blocs continentaux d’entrer en collision, donnant naissance à d’importantes ceintures montagneuses telles que la ceinture de Grenville dans l’est de l’Amérique du Nord. Cette ceinture, vieille de 1,3 à 1,0 milliard d’années et longue de 4 000 km, a une origine très similaire à celle des montagnes de l’Himalaya qui se sont formées au cours des temps géologiques récents. Parmi les autres grandes chaînes de montagnes protérozoïques créées par des collisions continentales, citons l’orogène de Wopmay dans le nord-ouest du Canada (2,1 milliards d’années), le Trans-Hudson au Canada (1,8 milliard d’années), le Svecofennien en Finlande (1,9 à 1,8 milliard d’années), l’orogène Ketilidien (1,8 milliard d’années) dans le sud-ouest du Groenland, et les ceintures du Brésil, de la Namibie et du Mozambique, qui ont toutes entre 900 et 500 millions d’années. En revanche, les ceintures montagneuses telles que le Birimien, vieux de 2,1 milliards d’années, en Afrique de l’Ouest, et les ceintures du Bouclier arabo-nubien, vieilles de 1 à 500 millions d’années, se sont développées par l’apport de nouveaux matériaux provenant en grande partie du manteau terrestre. Ainsi, ils comprennent de nombreux arcs insulaires semblables à ceux que l’on trouve dans le Japon actuel, ainsi que de nombreuses séquences ophiolitiques.
De nombreux bassins phanérozoïques contiennent d’épais amas de sédiments et reposent partiellement ou complètement sur des ceintures montagneuses protérozoïques, obscurcissant les relations géologiques sous-jacentes. Certaines ceintures montagneuses phanérozoïques, comme l’Himalaya, contiennent des blocs de roches protérozoïques de plusieurs dizaines de kilomètres qui ont été fortement remaniés par une activité tectonique ultérieure.