O Éon Proterozoico é a última e mais longa divisão da história da Terra antes da explosão de vida animal com conchas e esqueletos. Ele começou há 2,5 bilhões de anos, logo após o fim do Éon Arqueano, e terminou há 538,8 milhões de anos (valor arredondado para 541 milhões de anos nas escalas anteriores), quando teve início o Período Cambriano. Durante esse intervalo de quase dois bilhões de anos, o planeta deixou de ter uma atmosfera sem oxigênio livre e oceanos dominados apenas por bactérias para abrigar continentes estáveis, células complexas com núcleo e os primeiros animais multicelulares.

O nome vem do grego proteros (anterior, mais antigo) e zoé (vida), em referência às primeiras evidências de organismos complexos anteriores à fauna típica da Era Paleozoica. Representando cerca de 42% de toda a existência do planeta, essa fase encerra o longo intervalo informalmente chamado de Pré-Cambriano, preparando as condições químicas e climáticas que permitiram a biodiversidade moderna.

Divisões do Éon Proterozoico

A Comissão Internacional sobre Estratigrafia (ICS) divide o Proterozoico em três eras geológicas sucessivas — Paleoproterozoico, Mesoproterozoico e Neoproterozoico —, que por sua vez somam dez períodos oficiais. Até o Ediacarano, os limites entre esses períodos são definidos por idades absolutas em milhões de anos (idades geocronométricas), e não por camadas fossilíferas de referência, devido à escassez de fósseis de distribuição global nas rochas mais antigas.

Era Geológica	Período	Intervalo aproximado	Principais marcos geológicos e biológicos
Paleoproterozoico	Sideriano	2.500 a 2.300 milhões de anos	Pico das formações ferríferas bandadas e início do Grande Evento de Oxigenação
Paleoproterozoico	Riaciano	2.300 a 2.050 milhões de anos	Glaciação Huroniana e grandes intrusões magmáticas continentais
Paleoproterozoico	Orosiriano	2.050 a 1.800 milhões de anos	Intensa formação de cadeias de montanhas e impactos de grandes asteroides (Vredefort e Sudbury)
Paleoproterozoico	Estateriano	1.800 a 1.600 milhões de anos	Consolidação de plataformas continentais e formação do supercontinente Columbia
Mesoproterozoico	Calimiano	1.600 a 1.400 milhões de anos	Expansão de coberturas sedimentares e fragmentação inicial de Columbia
Mesoproterozoico	Ectasiano	1.400 a 1.200 milhões de anos	Evidências de reprodução sexuada em algas vermelhas (Bangiomorpha pubescens)
Mesoproterozoico	Esteniano	1.200 a 1.000 milhões de anos	Cinturões metamórficos estreitos e aglutinação do supercontinente Rodínia
Neoproterozoico	Toniano	1.000 a 720 milhões de anos	Fragmentação de Rodínia e diversificação de microfósseis eucarióticos
Neoproterozoico	Criogeniano	720 a 635 milhões de anos	Glaciações globais Sturtiana e Marinoana (episódios de Terra Bola de Neve)
Neoproterozoico	Ediacarano	635 a 538,8 milhões de anos	Segunda onda de oxigenação e surgimento dos organismos macroscópicos da Biota de Ediacara

O Grande Evento de Oxigenação e os oceanos de ferro

No começo do Paleoproterozoico, a atmosfera terrestre era composta sobretudo por nitrogênio, dióxido de carbono, vapor d’água e metano, praticamente sem oxigênio molecular livre. Nos mares rasos, porém, colônias de cianobactérias formadoras de estromatólitos — estruturas rochosas laminadas construídas por tapetes microbianos — já realizavam fotossíntese liberando oxigênio como subproduto.

Durante centenas de milhões de anos, esse gás não chegou diretamente ao ar porque reagia com o ferro dissolvido em abundância nas águas oceânicas. A reação química oxidava o ferro solúvel, fazendo com que ele precipitasse no fundo do mar na forma de camadas alternadas de óxidos de ferro (hematita e magnetita) e sílica. Esse processo originou as formações ferríferas bandadas, que hoje constituem as maiores reservas de minério de ferro do mundo, incluindo a Serra dos Carajás, no Pará, e o Quadrilátero Ferrífero, em Minas Gerais.

Quando os reservatórios químicos dos oceanos começaram a saturar, entre 2,4 e 2,1 bilhões de anos atrás, o oxigênio passou a se acumular de forma permanente na atmosfera pela primeira vez na história da Terra. Essa transição, conhecida como Grande Evento de Oxigenação, foi letal para grande parte dos microrganismos anaeróbicos que dominavam a superfície e provocou a formação inicial da camada de ozônio, capaz de filtrar a radiação ultravioleta solar.

A mudança na composição atmosférica também desencadeou um resfriamento severo. O oxigênio livre reagiu com o metano atmosférico, convertendo um potente gás de efeito estufa em dióxido de carbono e água, o que derrubou as temperaturas globais e levou à Glaciação Huroniana, um dos primeiros grandes episódios glaciais conhecidos no registro geológico.

Supercontinentes em ciclo: de Columbia a Rodínia

O resfriamento gradual do manto terrestre ao longo do Proterozoico consolidou uma tectônica de placas muito mais próxima do regime moderno do que a observada no Arqueano. Os núcleos continentais antigos, chamados crátons, tornaram-se mais espessos e rígidos, passando a colidir e a se fragmentar em ciclos regulares de formação de supercontinentes.

Por volta de 1,8 a 1,5 bilhão de anos atrás, no fim do Paleoproterozoico, a maior parte das massas continentais reuniu-se no supercontinente Columbia, também denominado Nuna na literatura geológica. Após a fragmentação de Columbia durante o Mesoproterozoico, a deriva das placas voltou a aproximar os blocos continentais até formar o supercontinente Rodínia, há cerca de 1,1 bilhão de anos.

Rodínia concentrava grande parte das terras emersas em baixas latitudes e ao redor do hemisfério sul, cercada por um único oceano global chamado Mirovia. A posição equatorial dos continentes ao se fragmentarem acelerou o intemperismo químico das rochas e o consumo de gás carbônico da atmosfera, fator determinante para a instabilidade climática extrema que viria a seguir no Criogeniano.

O surgimento dos eucariotos: o Mesoproterozoico foi um “Bilhão Entediante”?

O intervalo entre 1,8 bilhão e 800 milhões de anos atrás recebeu dos geólogos o apelido informal de “Bilhão Entediante” por causa da aparente estabilidade tectônica, climática e geoquímica das rochas desse período. Os níveis de oxigênio atmosférico permaneceram baixos — estimados entre 1% e 10% dos valores encontrados no Cenozoico —, enquanto os oceanos profundos continuavam pobres em oxigênio e frequentemente ricos em sulfeto de hidrogênio, condição conhecida como oceano de Canfield.

Do ponto de vista evolutivo, contudo, essa fase esteve longe de ser estagnada. Foi nesse intervalo que se consolidaram os eucariotos, organismos cujas células possuem núcleo delimitado por membrana e organelas internas. A célula eucariótica surgiu por endossimbiose, quando uma arqueia ancestral englobou uma bactéria aeróbica que deu origem às mitocôndrias, processo posteriormente repetido na linhagem das algas com a incorporação de cianobactérias que se tornaram os cloroplastos.

Fósseis macroscópicos em forma de fita espiralada, como Grypania spiralis, datados de cerca de 1,87 bilhão de anos em Michigan, nos Estados Unidos, estão entre os registros mais antigos atribuídos a eucariotos. Mais tarde, há cerca de 1,05 bilhão de anos, no norte do Canadá, apareceu Bangiomorpha pubescens, uma alga vermelha multicelular com células diferenciadas que representa a evidência fóssil mais antiga de reprodução sexuada, mecanismo que acelerou a variação genética da vida.

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Terra Bola de Neve: as glaciações extremas do Criogeniano

Entre 720 e 635 milhões de anos atrás, durante o Período Criogeniano, o planeta enfrentou as duas glaciações mais severas de sua história: a Sturtiana (há cerca de 717 a 660 milhões de anos) e a Marinoana (entre 650 e 635 milhões de anos). Depósitos glaciais chamados tilitos, formados por fragmentos de rocha transportados por geleiras, foram encontrados em terrenos que ficavam próximos à linha do equador naquela época, indicando que o gelo avançou até as regiões tropicais.

Essa evidência deu origem à hipótese da Terra Bola de Neve, segundo a qual os oceanos teriam congelado quase por completo da superfície dos polos ao equador, refletindo a luz solar de volta para o espaço. Pesquisadores ainda debatem se a cobertura de gelo foi ininterrupta ou se restaram faixas de águas abertas e fendas dinâmicas perto do equador, modelo alternativo que explicaria como algas fotossintetizantes e esponjas primitivas sobreviveram por dezenas de milhões de anos.

O bloqueio do contato entre o oceano e a atmosfera pelo gelo impediu que as rochas absorvessem o gás carbônico emitido continuamente pelos vulcões. O acúmulo vulcânico de dióxido de carbono gerou um efeito estufa extremo que derreteu as geleiras globais de forma abrupta, deixando como assinatura geológica espessas camadas de rochas calcárias chamadas carbonatos de capa diretamente sobre os sedimentos glaciais.

A Biota de Ediacara e os primeiros animais multicelulares

O degelo ao fim do Criogeniano despejou nos oceanos grandes quantidades de fósforo e nutrientes arrancados dos continentes pelas geleiras, impulsionando a proliferação de algas e uma segunda elevação nos níveis de oxigênio. Nesse novo cenário ambiental, durante o Período Ediacarano (635 a 538,8 milhões de anos atrás), surgiram os primeiros organismos multicelulares complexos de grande porte, reunidos sob o nome de Biota de Ediacara.

Diferentemente dos animais que dominariam os mares a partir do Cambriano, a maioria dos organismos ediacaranos tinha corpo mole e não possuía boca, intestino, apêndices articulados ou conchas rígidas. Muitos apresentavam uma arquitetura corporal acolchoada e fractal, sem equivalente direto na fauna viva, como Charnia masoni, que crescia presa ao fundo marinho em águas profundas — onde não chegava luz para fotossíntese — e absorvia nutrientes dissolvidos diretamente na água.

Outros representantes já exibiam mobilidade e simetria bilateral, características associadas aos animais verdadeiros (metazoários). É o caso de Kimberella quadrata, que deixava marcas de raspagem nos tapetes microbianos semelhantes às de moluscos, de Spriggina floundersi, de corpo alongado e segmentado, e de Dickinsonia costata, organismo ovalado e achatado que podia ultrapassar meio metro de comprimento. Em exemplares russos de Dickinsonia, a análise de moléculas de gordura preservadas nos fósseis confirmou a presença de colesteroides, assinatura química exclusiva do reino animal.

Nos milhões de anos finais do Ediacarano, surgiram também os primeiros organismos capazes de construir tubos e carapaças mineralizadas, provavelmente como resposta aos primeiros predadores capazes de perfurar tecidos. Entre eles estão Cloudina, encontrada em várias partes do mundo, e Corumbella werneri, organismo tubular flexível descoberto em rochas calcárias do município de Corumbá, em Mato Grosso do Sul.

O registro do Proterozoico no território brasileiro

O subsolo brasileiro guarda uma das sequências proterozoicas mais extensas e bem preservadas da América do Sul, distribuída principalmente nos crátons Amazônico e do São Francisco e nas faixas de dobramentos que os cercam. Durante o fim do Neoproterozoico, a colisão de vários blocos continentais para formar a porção ocidental do supercontinente Gondwana promoveu o Ciclo Brasiliano, responsável por erguer antigas cadeias de montanhas que deram origem à estrutura geológica da costa sudeste, sul e nordeste do país.

Além das reservas minerais paleoproterozoicas de ferro e manganês em Carajás e em Minas Gerais, o Brasil preserva importantes registros paleontológicos do período. Na Bacia do São Francisco e no Grupo Bambuí, bem como na Formação Sete Lagoas, ocorrem extensos recifes de estromatólitos e carbonatos depositados logo após as glaciações do Criogeniano.

No Pantanal sul-mato-grossense, as rochas do Grupo Corumbá registram a transição exata entre o fim do Ediacarano e o início do Cambriano. A preservação de Corumbella werneri e de Cloudina lucianoi nessa formação mostra que o Mato Grosso do Sul abriga uma das localidades-chave no mundo para estudar a origem dos esqueletos animais.

O fim do Proterozoico e a transição para o Cambriano

O encerramento do Éon Proterozoico, há 538,8 milhões de anos, coincide com o desaparecimento da maior parte da Biota de Ediacara no registro fóssil. As causas dessa substituição envolvem uma combinação de mudanças geoquímicas nos mares e uma transformação ecológica promovida pelos próprios animais: o início da escavação ativa do sedimento marinho.

Durante quase todo o Proterozoico, o fundo dos oceanos rasos era estabilizado por tapetes microbianos firmes, sobre os quais viviam organismos como Dickinsonia e Kimberella. A chegada de animais capazes de cavar galerias verticais e revolver o lodo marinho destruiu os tapetes microbianos que sustentavam a fauna ediacarana, fenômeno conhecido como revolução agronômica do substrato.

O marco oficial que define o fim do Proterozoico e o início do Éon Fanerozoico (e do Período Cambriano) é o aparecimento nas rochas do icnofóssil Treptichnus pedum, uma pista fóssil deixada por um animal escavador tridimensional. A partir desse ponto, a vida marinha entrou na Explosão Cambriana, diversificando rapidamente os filos animais modernos dotados de olhos, patas articuladas e carapaças mineralizadas.

Perguntas frequentes

Quanto tempo durou o Éon Proterozoico?

O Éon Proterozoico começou há 2,5 bilhões de anos e terminou há 538,8 milhões de anos, somando uma duração de quase 1,96 bilhão de anos. Ele é o éon mais longo da escala do tempo geológico e corresponde a mais de 40% de toda a história da Terra.

Quais são as três eras do Proterozoico?

O Proterozoico é dividido, da mais antiga para a mais recente, nas eras Paleoproterozoica (2,5 a 1,6 bilhão de anos atrás), Mesoproterozoica (1,6 a 1 bilhão de anos atrás) e Neoproterozoica (1 bilhão a 538,8 milhões de anos atrás).

Que tipos de seres vivos existiam no Proterozoico?

Durante a maior parte do éon, a vida era exclusivamente aquática e microscópica, composta por bactérias, cianobactérias formadoras de estromatólitos, arqueias e os primeiros eucariotos unicelulares e algas multicelulares. No último período do éon, o Ediacarano, surgiram os primeiros animais macroscópicos de corpo mole, como Dickinsonia, Charnia e Kimberella, além dos primeiros organismos com tubos mineralizados, como Cloudina e Corumbella.

O que foi a Terra Bola de Neve no Proterozoico?

Terra Bola de Neve é o nome dado às glaciações globais ocorridas principalmente no Período Criogeniano, entre 720 e 635 milhões de anos atrás, quando calotas de gelo e geleiras avançaram dos polos até a região equatorial. O congelamento só terminou quando o dióxido de carbono acumulado por milhões de anos de erupções vulcânicas gerou um efeito estufa intenso o suficiente para derreter o gelo.