The Saxonian Granulite Massif in the Saxothuringian Domain of the Bohemian Massif, is represented by a single granulite body consisting of felsic and mafic granulites formed during Variscan tectono-metamorphic event. The granulites with peak metamorphic P-T conditions of ~2.3 GPa and 970-1060 řC (Fuhrman and Lindsley, 1988; Rötzler and Romer, 2001) were exhumed and emplaced into the palaeozic sedimentary cover sequence, which resulted into contact metamorphism affecting these metasedimentary rocks and development of a contact metamorphic aureole. In the map view, the granulite body has elongated shape with the long axis oriented in NE- SW direction and it is surrounded by the so called schist mantle reflecting the extent of the contact metamorphic aureole. Within two kilometers distance away from the contact with granulite body, the metamorphic grade in metasediments decreases from cordierite gneiss, andalusite bearing micaschist to phyllite. Detailed field structural analysis in the studied area revealed a deformation record associated with four main deformation phases. In granulites the oldest deformation fabric contains kyanite and sillimanite. This fabric is locally overprinted by the subhorizontal green schist facies fabric, mainly along the margins of the granulite body. In metasediments, the...

Οι Ελληνίδες αποτελούν τμήμα της ορογενετικής ζώνης Άλπεων-Ιμαλαΐων στην ανατολική Μεσόγειο και σχηματίζουν ένα οροκλινές που συνδέει τις Διναρίδες στο βορρά με τις Ανατολίδες/Ταυρίδες στα νοτιοανατολικά. Περιλαμβάνουν αρκετά ηπειρωτικά τεμάχη τα οποία συνενώθηκαν κατά τη σύγκρουση των πλακών της Ευρασίας και της Απούλιας στη διάρκεια του Ανώτερου Μεσοζωικού−Καινοζωικού. Η σύγκρουση αυτή ακολούθησε του κλεισίματος μιας σειράς παρεμβαλλόμενων Μεσοζωικών ωκεάνειων λεκανών. Τα υπολείμματα αυτών των ωκεάνειων λεκανών αντιπροσωπεύονται κυρίως από δύο στενές οφιολιθικές ζώνες γνωστές ως ζώνες ραφής της Πίνδου και του Βαρδάρη, οι οποίες διαιρούν τις Ελληνίδες στις: (1) Εξωτερικές Ζώνες, οι οποίες αντιπροσωπεύουν το συμπιεσμένο βόρειο περιθώριο της Απούλιας μικροπλάκας, (2) Εσωτερικές Ζώνες, που περιλαμβάνουν την Πελαγονική ζώνη και την Κυκλαδική μάζα και (3) την Οπισθοχώρα, η οποία αποτελείται από τη Σερβομακεδονική και τη Ροδοπική μάζα. Η παρούσα διατριβή εστιάζει στην περιοχή του νότιου και κεντρικού/ανατολικού Αιγαίου με σκοπό να μελετηθεί ο μηχανισμός εκταφιασμού των μεταμορφωμένων πετρωμάτων υψηλής πίεσης, ο ρόλος της συμπίεσης και του εφελκυσμού στην ορογενετική εξέλιξη των Ελληνίδων, η επίδραση των προϋπαρχόντων Μεσοζωικών δομών στην Καινοζωική παραμόρφωση καθώς και να κατανοηθεί καλύτερα η συσχέτιση μεταξύ Ελληνίδων και Ανατολίδων. Για να επιτευχθεί αυτό, η γεωλογική και τεκτονική χαρτογράφηση που πραγματοποιήθηκε, συνδυάστηκε με κινηματική και δομική ανάλυση, ανάλυση του πεδίου της παλαιοτάσης (ανάλυση των διδυμιών του ασβεστίτη, ανάλυση δεδομένων επίπεδου ρήγματος-γράμμωσης ολίσθησης), προσδιορισμό του ποσού της παραμόρφωσης, ανάλυση των κρυσταλλογραφικών c-αξόνων χαλαζία και προσδιορισμό του μέτρου της στροβίλισης. Οι παραπάνω αναλύσεις πραγματοποιήθηκαν στην κεντρική και δυτική Κρήτη καθώς και στα νησιά της Αμοργού και της Αστυπάλαιας. Στην κεντρική Κρήτη, η εξέλιξη των τεκτονικών παραθύρων ελέγχθηκε από δύο κύριες φάσεις συμπιεστικής παραμόρφωσης. Η πρώτη φάση (D1) σχετίζεται με το στάδιο του εκταφιασμού των πετρωμάτων υψηλής πίεσης που πραγματοποιήθηκε σε πλαστικές συνθήκες. ΒΒΔ-ΝΝΑ συμπίεση κατά τη διάρκεια της D1 προκάλεσε στις ανώτερες τεκτονικές ενότητες (ενότητες Τρίπολης, Πίνδου και Ανώτερη ενότητα) βράχυνση παράλληλη στη στρώση και στη φορά κίνησης και οδήγησε στην επάλληλη τοποθέτηση των καλυμμάτων μέσω επωθήσεων χαμηλής κλίσης. Συγχρόνως, ενδοηπειρωτική καταβύθιση οδήγησε σε μεταμόρφωση των κατώτερων τεκτονικών ενοτήτων (ενότητες Πλακωδών ασβεστόλιθων και Φυλλιτών-Χαλαζιτών) σε συνθήκες υψηλών πιέσεων, η οποία όμως δεν επηρέασε τα πιο εξωτερικά τμήματα των νότιων Ελληνίδων. Επακόλουθη πλαστική διαφυγή των πετρωμάτων υψηλής πίεσης προς την επιφάνεια χαρακτηριζόταν από προς τα κάτω αύξηση της παραμόρφωσης και προς τα επάνω αύξηση της συνιστώσας καθαρής διάτμησης. Η δεύτερη φάση (D2) σχετίζεται με εκταφιασμό υπό συνθήκες εύθραυστης παραμόρφωσης. Η D2 ελεγχόταν από μια ΒΒΑ-ΝΝΔ συμπίεση και περιελάμβανε πτύχωση σχετιζόμενη με επωθήσεις, σημαντική τεκτονική λεπίωση και σχηματισμό μιας μεσο-Μειοκαινικής λεκάνης. Η μεγαλύτερη από τις D2 επωθήσεις, η επώθηση Ψηλορείτη, κόβει όλη την επαλληλία των καλυμμάτων και το ίχνος της ακολουθεί μερικώς και επαναδραστηριοποιεί την D1 επαφή μεταξύ των ανώτερων και κατώτερων τεκτονικών ενοτήτων. Η ανύψωση του παραθύρου των Ταλαίων, συνοδεύτηκε από βαρυτικές ολισθήσεις των ανώτερων τεκτονικών ενοτήτων και από το σχηματισμό μιας επώθησης αναδυόμενης από σύγκλινο. Η κατάρρευση που έλαβε χώρα στα τελευταία στάδια της ορογένεσης συνέβαλε επίσης στη διεργασία του εκταφιασμού. Ως εκ τούτου, φαίνεται ότι τα πετρώματα υψηλής πίεσης της κεντρικής Κρήτης εκταφιάστηκαν υπό συνεχή συμπίεση και ότι ο ρόλος της διαστολής έχει υπερεκτιμηθεί. Η δομική διάρθρωση της δυτικής Κρήτης οφείλεται σε δύο συμπιεστικές φάσεις παραμόρφωσης τις οποίες ακολούθησε μια φάση διαστολής. Από το Ολιγόκαινο έως το Κατώτερο Μειόκαινο (D1 φάση), επωθήσεις με φορά κίνησης προς ΝΝΔ οδήγησαν στην επάλληλη τοποθέτηση σε εύθραυστες συνθήκες των ανώτερων τεκτονικών ενοτήτων (ενότητες Τρίπολης και Πίνδου) και σύγχρονη πλαστική λεπίωση σχετιζόμενη με τον εκταφιασμό των κατώτερων ενοτήτων υψηλών πιέσεων (ενότητες Πλακωδών ασβεστόλιθων, Τρυπαλίου και Φυλλιτών-Χαλαζιτών). Η κινηματική ανάλυση στη Φυλλιτική-Χαλαζιτική ενότητα φανερώνει μια προς νότο πλαστική φορά κίνησης που ακολουθήθηκε από μια γενικά ομοαξονική παραμόρφωση. Τα ίχνη στο χάρτη των D1 επωθήσεων ορίζουν μια προεκβολή η οποία περιορίζεται στα ανατολικά από μια εγκάρσια ζώνη (εγκάρσια ζώνη Ομαλού) ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης που βρίσκεται στο δυτικό περιθώριο του παραθύρου των Λευκών Ορέων. Στο ανατολικό σκέλος της προεκβολής, οι γραμμές ροής της L1 γράμμωσης που αναπτύσσεται επί μιας ήπιας κλίσης φολίωση στη Φυλλιτική-Χαλαζιτική ενότητα, χαρακτηρίζονται από μια δεξιόστροφη στροφή πλησίον της εγκάρσιας ζώνης. Αυτό υποδηλώνει ότι η εγκάρσια ζώνη είναι δυνατό να λειτούργησε ως ένα πλάγιο εμπόδιο στην προς νότο διαφυγή των πετρωμάτων της Φυλλιτικής-Χαλαζιτικής ενότητας. Η D2 φάση ελεγχόταν από μια γενική ΒΒΑ έως ΒΒΔ συμπίεση σε ένα καθεστώς παλαιοτάσης καθαρής έως διαγώνιας συμπίεσης. Η D2a φάση σχετίζεται με τον εκταφιασμό υπό εύθραυστες συνθήκες των ενοτήτων υψηλών πιέσεων και διαρκεί από το Μέσο έως το Ανώτερο Μειόκαινο. Η D2a παραμόρφωση περιελάμβανε πτύχωση σχετιζόμενη με επωθήσεις, λεπίωση και σχηματισμό μιας μέσο Μειοκαινικής λεκάνης επί επώθησης, η οποία προηγουμένως είχε περιγραφεί ως μια λεκάνη υπερκείμενη κανονικού ρήγματος αποκόλλησης. Οι F2a πτυχές χαρακτηρίζονται από μια κύρια ροπή προς Ν(ΝΑ) και ο προσανατολισμός των αρθρώσεών τους παρουσιάζει μια έντονη καμπύλωση από μια γενική Α-Δ διεύθυνση σε μια τοπική ΒΑ-ΝΔ διεύθυνση, η οποία απαντάται μόνο πλησίον της εγκάρσιας ζώνης. Στην τελευταία, η σύγχρονη δράση επωθητικών κινήσεων προς την προχώρα και ανάδρομων επωθήσεων, οδήγησαν στο σχηματισμό μιας pop-up δομής καθώς και μιας τριγωνικής ζώνης, στον πυρήνα της οποίας αναπτύσσεται μια άνω Μειοκαινική λεκάνη. Επιπλέον, η διεύθυνση των συμπιεστικών αξόνων (σ1) μέσα στην εγκάρσια ζώνη εκτρέπεται από τη γενική ΒΒΑ έως ΒΒΔ διεύθυνση προς μια τοπική (Δ)ΒΔ διεύθυνση, η οποία είναι κάθετη στην εγκάρσια ζώνη. Τα παραπάνω υποδηλώνουν ότι η εγκάρσια ζώνη Ομαλού θα πρέπει να έδρασε ως μια πλάγια επωθητική ράμπα στη διάρκεια της προς νότο κίνησης των πετρωμάτων υψηλής πίεσης, ενώ η μεγάλη κλίση της ράμπας ίσως αποτέλεσε εμπόδιο στην προς την προχώρα μεταφορά των πετρωμάτων της Φυλλιτικής-Χαλαζιτικής ενότητας. Η D2b φάση διήρκεσε από το Ανώτερο Μειόκαινο έως το Κατώτερο Πλειστόκαινο και περιελάμβανε πτύχωση σχετιζόμενη με επωθήσεις με ροπή προς ΝΔ και σύγχρονη αριστερόστροφη ρηγμάτωση με σημαντική συνιστώσα οριζόντιας μετατόπισης. Το πεδίο της παλαιοτάσης κατά τη D2b παραμόρφωση χαρακτηρίζεται από μια ΒΑ συτολή σε ένα καθεστώς καθαρής έως διαγώνιας συμπίεσης. Κατά τη διάρκεια του Πλειστόκαινου, η συμπίεση έδωσε τη θέση της σε (Δ)ΒΔ διαγώνιο έως καθαρό εφελκυσμό. Η κινηματική εξέλιξη των νότιων Ελληνίδων που περιγράφτηκε στη δυτική Κρήτη, φανερώνει ότι η ΒΑ διεύθυνσης εγκάρσια ζώνη η οποία σχετίζεται πιθανά με ένα προϋπάρχων Μεσοζωικό ρήγμα, είχε σημαντική επίδραση στην παραμόρφωση σε σταδιακά ανώτερα δομικά επίπεδα του φλοιού. Τα πετρώματα της Φυλλιτικής-Χαλαζιτικής ενότητας αποτελούν το σώμα μιας φλοιϊκής κλίμακας ζώνης διάτμησης που περιορίζεται στη βάση της από μια πλαστική επώθηση, την επώθηση Βάσης. Νέα δεδομένα του ποσού της παραμόρφωσης από την επωθητική ζώνη διάτμησης χρησιμοποιήθηκαν για να περιγραφεί η μεταβολή του ποσού της πλαστικής παραμόρφωσης ως προς τη δομική απόσταση (D) από την επώθηση Βάσης. Η δειγματοληψία πραγματοποιήθηκε κατά μήκος τριών τομών που διασχίζουν την κεντρική και δυτική Κρήτη. Η ελλειπτικότητα της παραμόρφωσης στις ΧΖ τομές (RXZ) υπολογίστηκε χρησιμοποιώντας τις μεθόδους θ-καμπύλης, μέσης έλλειψης αντικειμένου και μέσου ακτινικού μήκους. Όλες οι μέθοδοι έδωσαν παρόμοια αποτελέσματα. Βάσει των αποτελεσμάτων αυτών κατασκευάστηκαν τρία προφίλ του ποσού της παραμόρφωσης, τα οποία δείχνουν μια μη γραμμική αύξηση των RXZ τιμών προσεγγίζοντας την επώθηση Βάσης. Βάσει αυτών των προφίλ, εξήχθη μια εμπειρική λογαριθμική συνάρτηση της μορφής RXZ=α−βlnD, η οποία περιγράφει τη σχέση μεταξύ του RXZ και του D. Η παραμόρφωση τόσο στην κεντρική όσο και στη δυτική Κρήτη πραγματοποιήθηκε σε συνθήκες που προσεγγίζουν την επίπεδη παραμόρφωση αν και καταγράφονται και αποκλίσεις προς τα πεδία της σύσφιξης και της πλάτυνσης. Τα προφίλ της στροβίλισης πάνω από το επίπεδο της επώθησης Βάσης δείχνουν για τη δυτική Κρήτη μια προς τα κάτω αύξηση του κινηματικού αριθμού της στροβίλισης (Wm) από 0.5 σε 1 και για την κεντρική Κρήτη μια παραμόρφωση που κυριαρχείται από απλή διάτμηση με την παρουσία περιοχών μεγαλύτερης συνιστώσας καθαρής διάτμησης. Για τη Φυλλιτική-Χαλαζιτική ενότητα, υπολογίστηκε μια επιμήκυνση παράλληλα στη διεύθυνση κίνησης της τάξης του 20−110%, υποδηλώνοντας ότι ο σχηματισμός και εκταφιασμός της ελέγχθηκε από την προς νότο πλαστική διαφυγή. Στο κεντρικό Αιγαίο, το νησί της Αμοργού αποτελείται από δύο ενότητες πετρωμάτων υψηλής πίεσης, την πλούσια σε μάρμαρα ενότητα Αμοργού, η οποία συσχετίζεται με την ακολουθία του Μεσοζωικού επικαλύμματος της μάζας Menderes, και από την Κυκλαδική Κυανοσχιστολιθική ενότητα. Η τεκτονική έρευνα έδειξε ότι η παραμορφωτική ιστορία των πετρωμάτων υψηλής πίεσης της Αμοργού ελέγχθηκε κυρίως από άνω Ηωκαινικές−κάτω Μειοκαινικές πλαστικές έως εύθραυστες επωθητικές κινήσεις (D1−D3) που ακολουθήθηκαν από μέσο−άνω Μειοκαινικές διαγώνιες συμπιεστικές κινήσεις (D4−D5). Η D1 φάση προκάλεσε επώθηση σε πλαστικές συνθήκες της Κυκλαδικής Κυανοσχιστολιθικής ενότητας επί της ενότητας Αμοργού με αβέβαιη κινηματική, σύγχρονα με μεταμόρφωση στην κυανοσχιστολιθική φάση. Η προοδευτική παραμόρφωση υπό συνεχή ΒΔ-ΝΑ συμπίεση οδήγησε στο σχηματισμό μιας ακολουθίας επάλληλων επωθήσεων (D2/3) με φορά κίνησης προς ΒΔ. Αυτές χαρακτηρίζονται από μια στρωμάτωση των ρηξιγενών πετρωμάτων τους, με μυλωνιτικές ζώνες (D2) που δίνουν τη θέση τους προς τα κάτω σε κατακλαστικές ζώνες (D3). Ο παραλληλισμός μεταξύ των γραμμώσεων ολίσθησης και των μυλωνιτικών L2 γραμμώσεων στις D2/3 επωθητικές ζώνες, δείχνει μια σταθερή κινηματική από πλαστικές έως εύθραυστες συνθήκες. Οι πλαστικές D2 επωθητικές κινήσεις που ήταν σύγχρονες με την ανάδρομη μεταμόρφωση στην πρασινοσχιστολιθική φάση, συνοδεύτηκαν από μεγάλης κλίμακας θηκόσχημη πτύχωση κατά τη διάρκεια παραμόρφωσης που κυριαρχείται από σύσφιξη και καθαρή διάτμηση. Οι εύθραυστες D3 επωθήσεις σχετίζονταν με το σχηματισμό F3 πτυχών με ροπή προς ΒΔ και οι οποίες διευθύνονται σε μεγάλη γωνία ως προς τη φορά κίνησης. Η ορθογώνια συστολή έδωσε τη θέση της σε διαγώνια συμπίεση κατά τη διάρκεια της οποίας η διεύθυνση συμπίεσης άλλαξε από ΒΔ-ΝΑ (D4) σε BA-NΔ (D5). ΒΔ-ΝΑ καθαρή διαστολή που έλαβε χώρα πίσω από το τόξο (D6) φαίνεται να εδραιώθηκε μετά το Ανώτερο Μειόκαινο ενώ τα μεγάλης κλίσης κανονικά ρήγματα που σχηματίστηκαν σε αυτή επηρέασαν τα πετρώματα υψηλής πίεσης αφού αυτά είχαν ήδη φτάσει στα ανώτερα δομικά επίπεδα του φλοιού. Έτσι, προτείνεται ένας συν-συμπιεστικός εκταφιασμός για τα πετρώματα υψηλής πίεσης της Αμοργού. Στο ανατολικό Αιγαίο, το νησί της Αστυπάλαιας αποτελείται από Κρητιδικά έως Ηωκαινικά ανθρακικά πετρώματα των οποίων υπέρκειται άνω Ηωκαινικός φλύσχης, η ενότητα Αστυπάλαιας που συσχετίζεται με την ακολουθία του Μεσοζωικού επικαλύμματος της μάζας Menderes και από τεκτονικά υπερκείμενα Ιουρασικά μάρμαρα, τα οποία θεωρούνται ως πλευρικό ισοδύναμο τμήματος των καλυμμάτων της Λυκίας. Η παραμορφωτική ιστορία της Αστυπάλαιας περιελάμβανε Ολιγοκαινικές−κάτω Μειοκαινικές επωθητικές κινήσεις (D1) που ακολουθήθηκαν από μέσο−άνω Μειοκαινικές πλάγιες συμπιεστικές κινήσεις (D2) η οποίες με τη σειρά τους έδωσαν τη θέση τους σε μετα-άνω Μειοκαινική διαστολή (D3,4). Η D1 φάση προκάλεσε επωθήση από πλαστικές έως εύθραυστες συνθήκες των Ιουρασικών μαρμάρων επί της ενότητας Αστυπάλαιας με φορά κίνησης προς ΒΔ, υπό συνεχή ΒΔ-ΝΑ συμπίεση. Η στρωμάτωση των ρηξιγενών πετρωμάτων με ένα μυλωνιτικό (D1a) ανώτερο και ένα κατακλαστικό (D1b) κατώτερο τμήμα, καθώς και ο παραλληλισμός μεταξύ των γραμμώσεων ολίσθησης και των μυλωνιτικών L1a γραμμώσεων στη ζώνη της D1 επώθησης, δείχνει μια σταθερή κινηματική από πλαστικές έως ευθραυστες συνθήκες. Στη βάση της επώθησης, οι εύθραυστες D1b επωθήσεις σχετίζονται με ΒΔ ροπής F1b πτυχές οι οποίες επαναπτυχώνουν τις ισοκλινείς F1a πτυχές. Η ορθογώνια συστολή έδωσε τη θέση της σε ΔΒΔ τρικλινική διαγώνια συμπίεση (D2) κατά τη διάρκεια της οποίας η παραμόρφωση διαμερίστηκε σε περιοχές που κυριαρχούνταν από ΒΑ συστολή και σε περιοχές με σημαντική συνιστώσα οριζόντιας μετατόπισης (ΒΔ φορά διάτμησης) κάθετα στη διεύθυνση συστολής. Διαγώνιος έως καθαρός εφελκυσμός διεύθυνσης Β-Ν (D3) φαίνεται να επηρέασε την περιοχή από το Πλειόκαινο και ακολουθήθηκε μετά το Μέσο Πλειστόκαινο από ΔΒΔ διαγώνιο εφελκυσμό που είναι πιθανά ενεργός έως σήμερα. Συνοψίζοντας, τα πετρώματα υψηλής πίεσης του νότιου και κεντρικού Αιγαίου εκταφιάστηκαν υπό συνεχή συστολή και χαρακτηρίζονταν από αντίθετη φορά κίνησης. Η παραμόρφωση πραγματοποιήθηκε υπό συμπίεση από το Ολιγόκαινο έως το Κατώτερο Πλειόκαινο (Αμοργός Αστυπάλαια) ή το Κατώτερο Πλειστόκαινο (Κρήτη) και η περιοχή επηρεάστηκε από διαγώνιο/καθαρό εφελκυσμό από το Πλειο-Πλειστόκαινο και μετά. Από τα παραπάνω συμπεραίνεται ότι ο ρόλος της διαστολής στον εκταφιασμό των πετρωμάτων υψηλής πίεσης και στην ορογενετική εξέλιξη του νότιου και κεντρικού/ανατολικού Αιγαίου φαίνεται να είναι υπερεκτιμημένος. / The Hellenides are part of the Alpine–Himalayan mountain chain in the eastern Mediterranean and form an orocline connecting the Dinarides to the north with the Anatolides/Taurides to the southeast. They comprise several continental fragments that were amalgamated by continent-continent collision between the Eurasian and Apulian plates during Late Mesozoic–Cenozoic times, following the obliteration of a series of intervening and interconnected Mesozoic ocean basins (Neo-Tethyan). The remnants of these ancient ocean basins are mainly represented by two narrow ophiolitic belts known as the Pindos and the Vardar sutures that divide the Hellenides into: (1) the External Zones, which represent the telescoped northern margin of the Apulia microcontinent; (2) the Internal Zones, which are built up by the Pelagonian zone and the Cycladic massif and (3) the Hellenic Hinterland, which is defined by the Serbomacedonian and the Rhodope massif. This dissertation concentrates in the area of southern and central/eastern Aegean in order to study the exhumation mechanism of high-pressure (HP) rocks, the role of compression and extension in the orogenic evolution of the Hellenides, the influence of pre-existing Mesozoic structures on the Cenozoic deformation pattern and to better understand the connection between the Hellenides and the Anatolides. To do so, geological and structural mapping were combined with kinematic, structural, paleostress (calcite twinning, fault-slip data), strain, petrofabric and vorticity analyses, carried out on central and western Crete island as well as on Amorgos and Astypalea islands. In central Crete, the evolution of windows was controlled by two main contractional phases of deformation. The first phase (D1) was related to the ductile-stage of exhumation. NNW-SSE compression during D1 caused layer- and transport-parallel shortening in the upper thrust sheets (Tripolitsa, Pindos and Uppermost units), resulting in nappe stacking via low-angle thrusting. Synchronously, intracontinental subduction led to HP metamorphism of the lower tectonic units (Plattenkalk and Phyllite-Quartzite units), which, however, did not affect the most external parts of the southern Hellenides. Subsequent upward ductile extrusion of HP-rocks was characterized by both down-section increase of strain and up-section increase of the pure shear component. The second phase (D2) was associated with the brittle-stage of exhumation. D2 was governed by NNE-SSW compression and involved conspicuous thrust-related folding, considerable tectonic imbrication and formation of a Middle Miocene basin. The major D2-related Psiloritis thrust, crosscuts the entire nappe pile and its trajectory partially follows and reworks the D1-related contact between upper and lower (HP) tectonic units. Eduction and doming of the Talea window, was accompanied by gravity sliding of the upper thrust sheets and by out-of-the syncline thrusting. Late-orogenic collapse also contributed to the exhumation process. Therefore, it seems that the HP-rocks of central Crete were exhumed under continuous compression and that the role of extension was previously overestimated. The structural architecture of western Crete was mainly established by two contractional deformation phases followed by an extensional phase. SSW-directed thrusting from Oligocene to Lower Miocene times (D1 phase) led to brittle stacking of the upper thrust sheets (Tripolitsa and Pindos units) and concomitant ductile exhumation-related imbrication of the lower HP tectonic units (Phyllite-Quartzite, Tripali and Plattenkalk units). Kinematic analysis in the Phyllite-Quartzite unit reveals a main southward ductile transport followed by late bulk coaxial deformation. Structural trends of ductile D1 thrusts define a salient bounded to the east by a NE-trending transverse zone (Omalos transverse zone) situated in the western margin of the Lefka Ori window. At the eastern limb of the salient, the trajectories of L1 stretching lineation formed on a gently dipping S1 foliation in the Phyllite-Quartzite unit, show a clockwise rotation with proximity to the transverse zone. This suggests that the latter might have acted as an oblique buttress against the southward extruding Phyllite-Quartzite unit rocks. D2 phase was governed by regional NNE to NNW compression related to a pure compressive to transpressive paleostress regime and involved significant folding and out-of-sequence with respect to D1 thrusting. The early D2a phase is related to the brittle-stage of exhumation of the HP-units and spans from Middle to Upper Miocene. D2a deformation involved thrust-related folding, tectonic imbrication and the formation of a Middle Miocene thrust-top basin, previously described as a supradetachment basin. The F2a folds are characterized by a predominant S(SE)-vergence and show a pronounced curvature of their hinge orientations from a regional E-W to a local NE-SW trend only present close to the transverse zone. In the latter, combined forward-directed imbricate thrusting and backthrusting led to the development of a major pop-up structure and a triangle zone, the latter cored by an Upper Miocene basin. Moreover, the trend of compression axes within the transverse zone are deflected from the regional NNE to NNW orientation to a local (W)NW orientation, which is perpendicular to the transverse zone. These findings suggest that the Omalos transverse zone should have served as an oblique ramp to the southward transport of HP-rocks, while the steep dip of the ramp may has impeded displacement of the Phyllite-Quartzite unit rocks up the ramp acting as a buttress to their foreland propagation. The D2b phase lasted from Upper Miocene to Lower Pleistocene and involved SW-directed thrust-related folding and synchronous sinistral strike-slip faulting. The D2b-related paleostress field is characterized by a NE compression orientation defining a pure compressive to transpressive regime. During Pleistocene, compression gave its place to (W)NW transtension/pure extension. The described kinematic evolution of southern Hellenides in western Crete reveals that the NE-trending transverse zone, which is possibly aligned with an inherited rift-related Mesozoic fault system, exerted significant control on the deformation pattern at progressively shallower crustal levels. The Phyllite-Quartzite unit rocks comprise the body of an extruded crustal scale shear zone confined at its base by a major ductile thrust, the Basal thrust. New finite strain data from the thrust-sense shear zone were used to describe the variation of ductile strain with structural distance (D) from the Basal thrust. Sampling was carried out along three traverses across central and western Crete. The strain ratio in XZ sections (RXZ) was obtained using the theta-curve, the mean object ellipse and the mean radial length methods. All methods give very consistent results. Based on these results, three strain profiles were constructed depicting a non-linear increase of RXZ values with proximity to the Basal thrust. Based on these profiles, an empirical logarithmic function of equation type RXZ=α−βlnD was obtained, describing the relationship between RXZ and D. Deformation in both central and western Crete occurred under approximately plane strain conditions, although deviations towards the fields of constriction and flattening have also been recorded. The vorticity profiles above the Basal thrust plane show a down section increase in the kinematic vorticity number (Wm) from 0.5 to 1 in western Crete and a simple shear-dominated deformation with the presence of local domains with a higher pure shear component in central Crete. A transport-parallel elongation of 20−110% has been estimated for the Phyllite-Quartzite unit, implying that S-directed extrusive flow controlled the formation and exhumation of the Phyllite-Quartzite thrust-sense shear zone. In central Aegean, the Cycladic island of Amorgos consists of two HP-units, the marble-rich Amorgos unit, which is correlated to the Mesozoic cover sequence of the Menderes massif, and the Cycladic Blueschist unit. The field-based structural study shows that the deformation history of the Amorgos HP-rocks was principally governed by Upper Eocene−Lower Miocene ductile to brittle thrusting (D1−D3) followed by Middle−Upper Miocene oblique contractional movements (D4−D5). The D1 phase caused syn-blueschist-facies ductile thrusting of the Cycladic Blueschist unit over the Amorgos unit, with ambiguous kinematics. Progressive deformation under continuous NW-SE compression produced a sequence of imbricate NW-directed thrusts (D2/3) characterized by a stratification of fault-related rocks, with mylonitic zones (D2) giving way downwards to cataclastic zones (D3). Parallelism between slickenside lineations and mylonitic L2 lineations in the D2/3 thrust zones, indicates a continuum of kinematics from ductile to brittle conditions. Ductile D2 thrusting synchronous to greenschist-facies retrogression, was accompanied by mega-sheath folding during constrictional and pure-shear dominated deformation. Brittle D3 thrusting was associated with NW-verging F3 folds trending at high-angle to the transport direction. Orthogonal contraction gave its place to transpression during which the compression orientation changed from NW-SE (D4) to NE-SW (D5). Back-arc related NW-SE pure extension (D6) seems to have been established in post-Upper Miocene times and related high-angle normal faulting affected HP-rocks only after they had already reached the uppermost crustal levels. Therefore, a syn-compressional exhumation process is favored for the HP-rocks of Amorgos island. In eastern Aegean, the island of Astypalea consists of Cretaceous to Eocene carbonate rocks capped by an Upper Eocene flysch, the Astypalea unit, which is correlated to the Mesozoic cover sequence of the Menderes massif and of tectonically overlying Jurassic marbles, which are considered as lateral equivalent of part the Lycian nappes. The deformation history of Astypalea was governed by Oligocene−Lower Miocene thrusting (D1) followed by Middle−Upper Miocene oblique contractional movements (D2) that in turn gave their place to post-Upper Miocene extension (D3, D4). The D1 phase caused NW-directed ductile to brittle thrusting of the Jurassic marbles over the Astypalea unit under continuous NW-SE compression. The stratification of fault-related rocks, with a mylonitic (D1a) upper and a cataclastic (D1b) lower part, as well as the parallelism between slickenside lineations and mylonitic L1a lineations in the D1 thrust zone, indicates a continuum of kinematics from ductile to brittle conditions. In the thrust zone footwall, brittle D1b thrusting was associated with NW-verging F1b folds that refold isoclinal F1a folds. Orthogonal contraction gave its place to WNW triclinic transpression (D2) during which deformation was partitioned in contraction-dominated (NE contraction) and wrench-dominated (NW-directed shearing) domains. N-S transtension to pure extension (D3) seems to have been established in Pliocene times and was followed by WNW transtension possibly active from post-Middle Pleistocene till present. Summarizing, the HP-rocks of southern and central Aegean were exhumed under continuous compression, albeit with opposite kinematics. Compression governed deformation throughout Oligocene to Lower Pliocene (Amorgos, Astypalea) or Lower Pleistocene (Crete) and the area was subjected to transtension/pure extension from Plio-Pleistocene onwards. Therefore, the role of extension in the exhumation of HP-rocks and the orogenic evolution of southern and central/eastern Aegean seems to be overestimated.