Éter Proterozóico, a mais nova das duas divisões do tempo pré-cambriano, sendo a mais antiga a Éon Arqueano. O Eton Proterozóico se estendeu de 2,5 bilhões a 541 milhões de anos atrás e é frequentemente dividido entre o Paleoproterozóico (de 2,5 bilhões a 1,6 bilhões de anos atrás), o Mesoproterozóico (de 1,6 bilhão a 1 bilhão de anos atrás) e o Neoproterozóico (de 1 bilhão a 541 milhões de anos). anos atrás) eras. As rochas proterozóicas foram identificadas em todos os continentes e freqüentemente constituem importantes fontes de minérios metálicos, principalmente 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 - os restos fósseis de bactérias e algas verde-azuladas, bem como dos primeiros animais dependentes de oxigênio, a fauna de Ediacara.
Pré-cambriano: tipos de rochas proterozóicas
O que aconteceu geologicamente na época da fronteira arqueano-proterozóica há 2,5 bilhões de anos é incerto. Parece ter sido um período
O oxigênio é um subproduto da fotossíntese. O oxigênio livre na atmosfera aumentou significativamente como resultado da atividade biológica durante o proterozóico. O período de mudança mais importante ocorreu entre 2,3 bilhões e 1,8 bilhão 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 faixas, que removeram o excesso de oxigênio da atmosfera em todo o mundo. O ferro ferroso (Fe 2+) nos oceanos combinado com o oxigênio atmosférico e, após a oxidação em Fe 2 O 3, precipitou como hematita mineral no fundo do oceano. A atividade biológica continuada permitiu aumentar as concentrações atmosféricas de oxigênio.
Quando os eucariotos se estabeleceram no ambiente, a pressão atmosférica de oxigênio aumentou de valores baixos para cerca de 10% do atual nível atmosférico (PAL). Os eucariotos megáscópicos apareceram pela primeira vez cerca de 2,3 bilhões de anos atrás e se espalharam cerca de 1,8 bilhão de anos atrás. Os eucariotos empregavam uma forma de respiração e metabolismo oxidativo; eles tinham um núcleo central que poderia se dividir em células sexuais separadas e, pela primeira vez, um código genético misto e variável poderia ser passado para as gerações mais jovens.
Os primeiros organismos na Terra floresceram mais facilmente nas águas rasas das margens continentais. Esses ambientes estáveis de plataforma continental, que eram raros no arqueano, se desenvolveram após 2,5 bilhões de anos atrás, facilitando o crescimento de organismos fotossintéticos e, portanto, a produção de oxigênio. As evidências do rápido aumento no teor de oxigênio incluem a primeira aparição nas margens continentais dos arenitos vermelhos. Sua cor é causada pelo revestimento de grãos de quartzo com hematita. Outra evidência é fornecida pela ocorrência de leitos fósseis ricos em hematita que datam de cerca de 2,5 bilhões de anos atrás. A formação desses leitos é consistente com um aumento drástico da pressão de oxigênio para 0,1 atmosfera (100 milibares) entre 2,2 bilhões e 2,0 bilhões de anos atrás.
De 600 a 543 milhões de anos atrás, a fauna multicelular de Ediacara havia aparecido; esses foram os primeiros metazoários (animais compostos por mais de um tipo de célula) que requeriam oxigênio para o crescimento. A fauna de Ediacara de corpo mole foi a precursora de organismos com esqueletos, cuja aparência marcou o fim do Proterozóico e o início do Éon Fanerozóico.
A história do Eon Proterozóico é dominada pela formação e dissolução de supercontinentes. Na época da fronteira arqueano-proterozóica, cerca de 2,5 bilhões de anos atrás, muitas pequenas crateras (porções interiores estáveis dos continentes) dominadas pelos arcos das ilhas haviam se unido em uma grande massa de terra, ou supercontinente. O rompimento dessa massa terrestre é indicado pela intrusão de abundantes enxames transcontinentais de dolerita (um tipo de rocha ígnea de grão fino) durante o período de 2,4 a 2,2 bilhões de anos atrás. Esses diques resultaram do impacto de plumas de manto na base da crosta continental. Essa foi a causa fundamental do rompimento do supercontinente inicial. Durante o período entre 2,1 bilhões e 1,8 bilhões de anos atrás, esses fragmentos novamente se uniram, por colisão tectônica, em um novo supercontinente chamado Columbia. Os modernos processos placas-tectônicos estavam em operação há pelo menos 2,1 bilhões a 2,0 bilhões de anos atrás, como mostram dois dos mais antigos ofiolitos bem preservados do mundo (fragmentos de crosta oceânica), localizados no complexo Purtuniq em Labrador e no complexo Jourma em Finlândia. A fragmentação da Colômbia deu origem a muitos continentes menores que eventualmente se reuniram em outro supercontinente, ou um grupo de várias grandes peças continentais próximas umas das outras, cerca de 1,0 bilhão de anos atrás. Essa assembléia é chamada Rodinia.
Rodinia foi invadida por muitos diques basálticos após 1,0 bilhão de anos atrás. Esses diques contribuíram para a fragmentação do supercontinente e foram associados à formação do oceano Iapetus cerca de 600 milhões de anos atrás. Outras indicações da atividade da pluma e da ruptura continental são vastas pilhas de basaltos e fendas transcontinentais. Um exemplo importante é o Keweenawan Rift, com 1,1 bilhão de anos na América do Norte, que se estende de Michigan via Lake Superior a Kansas. Essa fenda, com 2.000 km de comprimento e 160 km de largura, contém uma pilha de lavas basálticas com 25 km de espessura.
Muitos cinturões de montanhas se formaram durante o Proterozóico, em particular durante os intervalos entre 2,1 e 1,8 bilhão, 1,3 e 1,0 bilhão e 800 e 500 milhões de anos atrás, associados ao rompimento de supercontinentes e à subsequente colisão de seus fragmentos. Novas bacias oceânicas foram criadas pela separação dos continentes e posteriormente destruídas em zonas de subducção semelhantes às do Japão moderno. O fechamento desses oceanos permitiu que blocos continentais colidissem, dando origem a grandes cinturões de montanhas, como o cinturão de Grenville, no leste da América do Norte. Este cinturão, com 1,3 a 1,0 bilhão de anos e 4.000 km (cerca de 2.500 milhas) de comprimento, era muito semelhante em origem às montanhas do Himalaia, formadas nos últimos tempos geológicos. Outros grandes cinturões proterozóicos criados por colisões continentais incluem o Wopmay Orogen 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 cetilidiano (1,8 bilhões de anos) no sudoeste da Groenlândia, e as faixas Braziliano, Namíbia e Moçambique, que têm entre 900 e 500 milhões de anos. Por outro lado, cintos de montanha como o Birimiano de 2,1 bilhões de anos na África Ocidental e os cinturões de 1 bilhão a 500 milhões de anos do Escudo Árabe-Núbio desenvolvidos pela adição de novo material em grande parte derivado do manto da Terra. Assim, eles incluem muitos arcos de ilhas semelhantes aos encontrados no Japão moderno, bem como muitas seqüências de ofiolita.
Muitas bacias fanerozóicas contêm pilhas espessas de sedimentos e ficam parcialmente no topo das montanhas proterozóicas, obscurecendo as relações geológicas subjacentes. Alguns cinturões fanerozóicos, como o Himalaia, contêm blocos de rochas proterozóicas de dezenas de quilômetros de tamanho, que foram fortemente retrabalhados por atividades tectônicas posteriores.
