Proterozóico Eon, o mais novo das duas divisões do tempo pré-cambriano, sendo o mais velho o Arqueano Eon. O Eon Proterozóico se estendeu de 2,5 bilhões para 541 milhões de anos atrás e é freqüentemente dividido entre o Paleoproterozóico (2,5 bilhões para 1,6 bilhões de anos atrás), o Mesoproterozóico (1,6 bilhões para 1 bilhão de anos atrás), e o Neoproterozóico (1 bilhão para 541 milhões de anos atrás) eras. As rochas proterozóicas foram identificadas em todos os continentes e muitas vezes constituem fontes importantes de minérios metálicos, nomeadamente de ferro, ouro, cobre, urânio e níquel. Durante o Proterozóico, a atmosfera e os oceanos mudaram significativamente. As rochas proterozóicas contêm muitos traços definidos de formas de vida primitivas – restos fósseis de bactérias e algas verde-azuladas, assim como dos primeiros animais dependentes de oxigênio, a fauna Ediacara.
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Encyclopædia Britannica, Inc. Fonte: Encyclopædia Britannica, Inc: International Commission on Stratigraphy (ICS)
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O oxigênio é um subproduto da fotossíntese. O oxigénio livre na atmosfera aumentou significativamente como resultado da actividade biológica durante o Proterozóico. O período de mudança mais importante ocorreu entre 2,3 bilhões e 1,8 bilhões de anos atrás, quando o oxigênio livre começou a se acumular na atmosfera. Os níveis de oxigênio flutuaram durante esse período, coincidindo com o período de pico de deposição das formações de ferro em banda, que removeram o oxigênio excedente da atmosfera em todo o mundo. O ferro ferroso (Fe2+) nos oceanos combinado com o oxigênio atmosférico e, depois de oxidar até Fe2O3, precipitou-se como hematita mineral no fundo do oceano. A atividade biológica contínua permitiu que as concentrações de oxigênio atmosférico aumentassem.
Quando as eucariotas se estabeleceram no ambiente, a pressão atmosférica de oxigênio tinha aumentado de valores baixos para cerca de 10% do nível atmosférico atual (PAL). Os eucariotas megascópicos apareceram pela primeira vez há cerca de 2,3 bilhões de anos e se espalharam por cerca de 1,8 bilhões de anos atrás. Os eucariotas empregavam uma forma de metabolismo respiratório e oxidativo; eles tinham um núcleo central que podia se dividir em células sexuais separadas, e assim pela primeira vez um código genético misto e variável podia ser passado para as gerações mais jovens.
Organismos precoces na Terra floresciam mais facilmente nas águas rasas das margens continentais. Esses ambientes estáveis da plataforma continental, que eram raros no Arqueano, desenvolveram-se depois de 2,5 bilhões de anos atrás, facilitando o crescimento de organismos fotossintéticos e, portanto, a produção de oxigênio. A evidência do rápido aumento do teor de oxigênio inclui o primeiro aparecimento nas margens continentais de arenitos vermelhos. A sua cor é causada pelo revestimento de grãos de quartzo com hematite. Outras evidências são fornecidas pela ocorrência de leitos de solos fósseis ricos em hematites que datam de cerca de 2,5 bilhões de anos atrás. A formação desses leitos é consistente com um aumento drástico da pressão do oxigênio para 0,1 atmosfera (100 milibares) entre 2,2 bilhões e 2,0 bilhões de anos atrás.
Até 600 milhões a 543 milhões de anos atrás, a fauna multicelular Ediacara tinha aparecido; estes foram os primeiros metazoários (animais compostos por mais de um tipo de célula) que necessitavam de oxigênio para o crescimento. A fauna Ediacara de corpo mole foram os precursores dos organismos com esqueletos, cujo aparecimento marcou o fim do Proterozóico e o início do Eon Fanerozóico.
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Encyclopædia Britannica, Inc. Fonte: International Commission on Stratigraphy (ICS)
A história do Eon Proterozóico é dominada pela formação e ruptura de supercontinentes. Na época da fronteira Arquean-Proterozóica, há cerca de 2,5 bilhões de anos, muitos pequenos cratões (porções interiores estáveis dos continentes) dominados por arcos de ilhas haviam se fundido em um grande continente, ou supercontinente. A ruptura desta massa terrestre é indicada pela intrusão de abundantes enxames transcontinentais de dolerite (um tipo de rocha ígnea de grão fino) durante o período de 2,4 bilhões a 2,2 bilhões de anos atrás. Estes diques resultaram do impacto de plumas de manto na base da crosta continental. Esta foi a causa fundamental da ruptura do supercontinente inicial. Durante o período entre 2,1 bilhões e 1,8 bilhões de anos atrás, estes fragmentos coalesceram novamente, por meio da tectônica de colisão, em um novo supercontinente chamado Columbia. Há pelo menos 2,1 bilhões a 2,0 bilhões de anos atrás, como mostram dois dos mais antigos ophiolites bem preservados do mundo (fragmentos de crosta oceânica), localizados no complexo Purtuniq em Labrador e no complexo Jourma na Finlândia. A fragmentação da Colômbia deu origem a muitos continentes menores que acabaram por se reunir noutro supercontinente, ou a um grupo de várias grandes peças continentais muito próximas umas das outras, há cerca de 1,0 mil milhões de anos. Esta montagem é chamada Rodinia.
Rodinia foi invadida por muitos diques basálticos depois de 1,0 bilhões de anos atrás. Estes diques contribuíram para a fragmentação do supercontinente e foram associados à formação do Oceano Iapetus há cerca de 600 milhões de anos. Outras indicações de atividade de pluma e ruptura continental são vastas pilhas de basaltos e fendas transcontinentais. Um exemplo chave é o Keweenawan Rift de 1,1 bilhões de anos na América do Norte que se estende de Michigan via Lago Superior até o Kansas. Esta fenda, que tem 2.000 km de comprimento e 160 km de largura, contém uma pilha de lavas basálticas de 25 km de espessura.
Muitas cinturas de montanha formadas durante o Proterozóico, em particular nos intervalos entre 2,1 e 1,8 bilhões, 1,3 e 1,0 bilhões, e 800 e 500 milhões de anos atrás, associadas com a quebra dos supercontinentes e a subsequente colisão de seus fragmentos. Novas bacias oceânicas foram criadas pelo desmembramento dos continentes e foram posteriormente destruídas em zonas de subducção semelhantes às do Japão moderno. O fechamento desses oceanos permitiu a colisão de blocos continentais, dando origem a grandes cinturões de montanhas, tais como o cinturão de Grenville, no leste da América do Norte. Esta cintura, que tem de 1,3 a 1,0 bilhões de anos e 4.000 km de comprimento, foi muito semelhante em origem às montanhas dos Himalaias que se formaram nos tempos geológicos recentes. Outros grandes cinturões de montanhas Proterozóicas criados por colisões continentais incluem o Orógeno Wopmay no noroeste do Canadá (2,1 bilhões de anos), o Trans-Hudson no Canadá (1,8 bilhões de anos), o Svecofennian na Finlândia (1,9 a 1,8 bilhões de anos), o Orógeno Ketilidiano (1,8 bilhões de anos) no sudoeste da Gronelândia, e os cinturões Braziliano, Namibiano e Moçambicano, todos com cerca de 900 a 500 milhões de anos. Em contraste, cintos de montanha como o Birimian de 2,1 bilhões de anos na África Ocidental e os cintos de 1 bilhão a 500 milhões de anos do Escudo Árabe-Núbio desenvolvidos pela adição de novo material derivado em grande parte do manto da Terra. Assim, incluem muitos arcos de ilhas semelhantes aos encontrados no Japão moderno, bem como muitas sequências de ophiolite.
Muitas bacias fanerozóicas contêm espessas pilhas de sedimentos e encontram-se parcialmente no topo das cinturas de montanha proterozóicas, obscurecendo as relações geológicas subjacentes. Algumas cinturas de montanha fanerozóicas, como os Himalaias, contêm blocos de rochas proterozóicas de muitas dezenas de quilómetros de tamanho que foram fortemente retrabalhadas por actividade tectónica posterior.