Eon proterozoiczny, młodszy z dwóch działów czasu prekambryjskiego, starszy to Eon archeański. Eon proterozoiczny rozciągał się od 2,5 mld do 541 mln lat temu i jest często dzielony na ery: paleoproterozoiczną (2,5 mld do 1,6 mld lat temu), mezoproterozoiczną (1,6 mld do 1 mld lat temu) i neoproterozoiczną (1 mld do 541 mln lat temu). Skały proterozoiczne zostały zidentyfikowane na wszystkich kontynentach i często stanowią ważne źródło rud metali, zwłaszcza żelaza, złota, miedzi, uranu i niklu. W okresie proterozoiku atmosfera i oceany uległy znacznym zmianom. Skały proterozoiczne zawierają wiele wyraźnych śladów prymitywnych form życia – kopalne szczątki bakterii i sinic, a także pierwszych zwierząt zależnych od tlenu, fauny Ediacara.
Encyclopædia Britannica, Inc. Źródło: International Commission on Stratigraphy (ICS)
Tlen jest produktem ubocznym fotosyntezy. Ilość wolnego tlenu w atmosferze znacznie wzrosła w wyniku aktywności biologicznej w okresie proterozoiku. Najważniejszy okres zmian nastąpił między 2,3 mld a 1,8 mld lat temu, kiedy wolny tlen zaczął gromadzić się w atmosferze. Poziom tlenu zmieniał się w tym czasie, co zbiegło się ze szczytowym okresem osadzania się formacji żelaza pasmowego, które usunęły nadmiar tlenu z atmosfery na całym świecie. Żelazo żelazne (Fe2+) w oceanach łączyło się z tlenem atmosferycznym i po utlenieniu do Fe2O3 wytrącało się jako minerał hematyt na dnie oceanu. Ciągła aktywność biologiczna pozwoliła na wzrost stężenia tlenu atmosferycznego.
Do czasu, gdy eukarionty zadomowiły się w środowisku, ciśnienie tlenu atmosferycznego wzrosło z niskich wartości do około 10 procent obecnego poziomu atmosferycznego (PAL). Megaskopijne eukarionty pojawiły się po raz pierwszy około 2,3 miliarda lat temu i rozpowszechniły się około 1,8 miliarda lat temu. Eukarionty stosowały formę oddychania i metabolizmu oksydacyjnego; miały centralne jądro, które mogło dzielić się na oddzielne komórki płciowe, a więc po raz pierwszy mieszany i zmienny kod genetyczny mógł być przekazywany młodszym pokoleniom.
Wcześniejsze organizmy na Ziemi rozkwitały najłatwiej w płytkich wodach obrzeży kontynentów. Takie stabilne środowiska szelfu kontynentalnego, które były rzadkie w Archeanie, rozwinęły się po 2,5 miliarda lat temu, ułatwiając wzrost organizmów fotosyntetyzujących, a tym samym produkcję tlenu. Dowodem na szybki wzrost zawartości tlenu jest m.in. pierwsze pojawienie się na szelfach kontynentalnych czerwonych piaskowców. Ich barwa spowodowana jest pokrywaniem się ziaren kwarcu hematytem. Innych dowodów dostarcza występowanie bogatych w hematyt kopalnych pokładów glebowych, które datowane są na około 2,5 miliarda lat temu. Powstanie tych pokładów jest zgodne z drastycznym wzrostem ciśnienia tlenu do 0,1 atmosfery (100 milibarów) między 2,2 mld a 2,0 mld lat temu.
Do 600 milionów do 543 milionów lat temu pojawiła się wielokomórkowa fauna Ediacara; były to pierwsze metazoany (zwierzęta składające się z więcej niż jednego typu komórek), które wymagały tlenu do wzrostu. Miękko zbudowana fauna Ediacara była prekursorem organizmów posiadających szkielet, których pojawienie się wyznaczyło koniec proterozoiku i początek eonu fanerozoicznego.
Encyclopædia Britannica, Inc. Źródło: International Commission on Stratigraphy (ICS)
Historia eonu proterozoicznego jest zdominowana przez powstawanie i rozpad superkontynentów. Do czasu granicy archaiczno-proterozoicznej, około 2,5 miliarda lat temu, wiele małych kraterów (stabilnych wewnętrznych części kontynentów), zdominowanych przez łuki wysp, połączyło się w jedną dużą masę lądową, czyli superkontynent. Na rozpad tej masy lądowej wskazuje intruzja obfitych transkontynentalnych rojów wałów dolerytowych (rodzaj drobnoziarnistej skały iglastej) w okresie od 2,4 mld do 2,2 mld lat temu. Powstały one w wyniku uderzenia pióropuszy płaszcza w podstawę skorupy kontynentalnej. Była to podstawowa przyczyna rozpadu pierwotnego superkontynentu. W okresie między 2,1 mld a 1,8 mld lat temu fragmenty te ponownie połączyły się, w wyniku tektoniki kolizyjnej, w nowy superkontynent o nazwie Kolumbia. Współczesne procesy płytowo-tektoniczne działały już co najmniej 2,1-2,0 mld lat temu, o czym świadczą dwa najstarsze na świecie, dobrze zachowane ophiolity (fragmenty skorupy oceanicznej), znajdujące się w kompleksie Purtuniq na Labradorze i w kompleksie Jourma w Finlandii. Fragmentacja Kolumbii dała początek wielu mniejszym kontynentom, które w końcu połączyły się w kolejny superkontynent, czyli grupę kilku dużych kawałków kontynentalnych w bliskiej odległości od siebie, około 1,0 miliarda lat temu. Ten zespół jest nazywany Rodinia.
Rodinia była intruzją wielu bazaltowych wałów po 1,0 mld lat temu. Wały te przyczyniły się do fragmentacji superkontynentu i były związane z formowaniem się Oceanu Iapetus około 600 milionów lat temu. Inne oznaki aktywności pióropusza i rozpadu kontynentów to rozległe stosy bazaltów i ryfty transkontynentalne. Kluczowym przykładem jest liczący 1,1 miliarda lat Keweenawan Rift w Ameryce Północnej, który rozciąga się od Michigan przez Jezioro Górne do Kansas. Ten ryft, który ma 2000 km (około 1200 mil) długości i 160 km (100 mil) szerokości, zawiera stos bazaltowych law o grubości 25 km (około 16 mil).
Wiele pasów górskich powstało w proterozoiku, w szczególności w okresach między 2,1 a 1,8 miliarda, 1,3 a 1,0 miliarda oraz 800 a 500 milionów lat temu, związanych z rozpadem superkontynentów i późniejszą kolizją ich fragmentów. W wyniku rozszczepienia kontynentów powstały nowe baseny oceaniczne, które następnie zostały zniszczone w strefach subdukcji podobnych do tych, które znajdują się pod dzisiejszą Japonią. Zamknięcie tych oceanów umożliwiło zderzenie bloków kontynentalnych, dając początek głównym pasom górskim, takim jak pas Grenville’a we wschodniej części Ameryki Północnej. Pas ten, liczący sobie od 1,3 do 1,0 miliarda lat i mający 4000 km (około 2500 mil) długości, był bardzo podobny w pochodzeniu do Himalajów, które uformowały się w ostatnich czasach geologicznych. Inne główne proterozoiczne pasy górskie powstałe w wyniku kolizji kontynentów to orogen Wopmay w północno-zachodniej Kanadzie (2,1 mld lat), Trans-Hudson w Kanadzie (1,8 mld lat), Svecofennian w Finlandii (1,9-1,8 mld lat), orogen Ketilidian (1,8 mld lat) w południowo-zachodniej Grenlandii oraz pasy Brazylii, Namibii i Mozambiku, które liczą sobie od 900 do 500 mln lat. Z kolei pasy górskie, takie jak liczący 2,1 miliarda lat Birimian w Afryce Zachodniej oraz liczące od 1 miliarda do 500 milionów lat pasy Tarczy Arabsko-Nubijskiej, powstały w wyniku dodania nowego materiału, pochodzącego głównie z płaszcza Ziemi. Tak więc, obejmują one wiele wysp łuki podobne do tych znalezionych w dzisiejszej Japonii, jak również wiele sekwencji ophiolite.
Wiele basenów fanerozoicznych zawierają grube stosy osadów i leżą częściowo lub całkowicie na szczycie Proterozoic pasów górskich, zaciemniając podstawowe relacje geologiczne. Niektóre fanerozoiczne pasy górskie, takie jak Himalaje, zawierają bloki skał proterozoicznych o rozmiarach wielu dziesiątków kilometrów, które zostały silnie przerobione przez późniejszą działalność tektoniczną.
.