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Es lassen sich eine Vielzahl an Lagerstätten unterscheiden, die Sammlermineralien hervorbringen. Auf die wichtigsten soll im folgenden eingegangen werden.
Alkali- und Karbonatit-Komplexe entstehen durch geringe partielle Aufschmelzung von subkontinentalem lithosphärischem Erdmantel, der zuvor durch metasomatische Fluide mit Alkalien, Carbonate und inkompatiblen Spurenelementen (REE, HFSE, LILE) angereichert wurde. Die so generierten Magmen steigen bevorzugt in Dehnungsgebieten wie kontinentalen Riftzonen (Afrikanischer Grabenbruch) oder über intrakontinentalen Mantel-Plumes (Hotspots) in die Erdkruste auf. Während des Aufstiegs und der Abkühlung spaltet sich die Schmelze durch Unmischbarkeit in eine alkali-silikatische und eine karbonatitische Fraktion auf, aus denen durch nachfolgende fraktionierte Kristallisation die charakteristische Mineral Assoziationen hervorgehen. In den Alkali-Komplexen treten als gesteinsbildende Minerale in der frühen magmatischen Kristallisationsphase hauptsächlich Alkalifeldspat, Foide (z.B. Nephelin), Pyroxene, Amphibole und Phosphate (Apatit) auf. Diese schließen sich hauptsächlich zu Syeniten und Foidolithen zusammen. Durch deren Kristallisation sind die inkompatiblen Elemente (Zr, Nb, Ta, REE) und Alkalien in der Restschmelze nun aufkonzentriert, sodass in der anschließenden pegmatitischen Phase viele HFSE- und REE-haltige Alkali-Silikate (z.B. Eudialyt, Katapleiit), sowie HFSE-Oxide wie Pyrochlor oder Columbit kristallisieren. Ganz zum Schluss zirkulieren in der hydrothermalen Phase nur noch heiße, wässrige, CO2- sowie halogenreiche Restlösungen durch Risse und offene Hohlräume. Es entstehen viele späte Karbonate (z.B. Calcit, Siderit), REE-Fluorokarbonate (z.B. Bastnäsit), REE-Phosphate (z.B. Monazit) und Sulfide (z.B. Sphalerit). Durch spätere Umwandlungs- und Alterationsprozesse können noch weitere neue Minerale entstehen oder rekristallisieren. Die typischen Minerale in Karbonatiten sind die gesteinsbildenden Karbonate wie Calcit, Dolomit und Ankerit, die zu den Karbonatiten (Sövit, Alvikit, Beforsit) kristallisieren, sowie charakteristische Begleitminerale wie Apatit, Phlogopit und Fe-Nb-Ta-Oxide (z. B. Magnetit, Pyrochlor). Als Sammlerminerale finden sich in Spalten und Hohlräumen REE-Fluorokarbonate (z. B. Bastnäsit, Synchysit) und REE-Phosphate (z. B. Monazit).
Magmatische Intrusionen mit granitischer Zusammensetzung entstehen durch partielle Aufschmelzung (Anatexis) kontinentaler Erdkruste. Dies können sowohl Metasedimente in kontinentalen Kollisionszonen (S-Typ), ältere Magmatite in Subduktionszonen (I-Typ), als auch Teile der Unterkruste in extensionalen Settings (Riftzonen, Hotspots) betreffen (A-Typ). Durch Kontamination (AFC-Prozesse) mit der Erdkruste beim Aufstieg des Magmas ist eine eindeutige Identifikation des Typs jedoch oft schwierig. Diese großflächigen Intrusionen sammeln sich als Magmakammern in die mittlere bis obere Kruste und kristallisieren dort als typische granitische Assoziation aus Quarz, Alkalifeldspat (Mikroklin, Orthoklas), Plagioklas (Albit) und Glimmer (Muskovit, Biotit). Während des Aufstiegs und der langsamen Abkühlung dieser Plutone führt die fortschreitende fraktionierte Kristallisation zur extremen Anreicherung von inkompatiblen Elementen (LILE, HFSE, REE) und leichtflüchtigen Bestandteilen (H2O, F, Cl, B) in der verbleibenden Restschmelze. In den Dachregionen der Intrusionen oder im angrenzenden Nebengestein kristallisieren diese hochdifferenzierten Restschmelzen zu grobkörnigen Pegmatiten, während sich im zuvor erstarrenden Granit entmischte Gas- und Fluidblasen zu drusenartigen Hohlräumen (Miarolen) sammeln können. Bei sogenannten Lithium-Caesium-Tantal-Pegmatiten (LCT), die vor allem aus S- und I-Typ Graniten entstehen herrschen Lithium-Alumosilikate (z. B. Spodumen, Petalit), Lithium-Glimmer (Lepidolith), bunte Turmaline (Elbait), Caesium-Silikate (Pollucit), Beryll (Morganit) sowie Tantal-Niob-Oxide (Tantalit, Mikrolith) und Kassiterit vor, während bei Niob-Yttrium-Fluor-Pegmatiten (NYF) fluorreiche Phasen (Topas, Fluorit), Beryll (Aquamarin, Heliodor), Zinnwaldit sowie komplexe Y-REE-Nb-Ti-Oxide und -Silikate (z. B. Columbit, Euxenit, Fergusonit, Gadolinit, Allanit) auftreten. Ganz zum Schluss zirkulieren in den offenen Drusenräumen (Taschen) der Pegmatite sowie in den Miarolen nur noch heiße, wässrige, fluor- und borreiche Restlösungen aus denen Silikate (Quarz, Feldspäte, Beryll, Turmalin, Topas), Halogenide (Fluorit) und Phosphate (Apatit) entstehen, bevor bei weiter sinkenden Temperaturen späte Zeolithe, Karbonate und Sekundärphosphate die Paragenese abschließen. Durch spätere hydrothermale Überprägung und Alteration primärer Phasen können zudem viele weitere sekundäre Mineralphasen entstehen.
Im späten Stadium der magmatischen Kristallisation bleiben saure, hydrothermale Lösungen übrig, die die Dachregion eines kristallisierten Granitplutons sowie das angrenzende Nebengestein (Exogreisen) imprägnieren und mit dessen primären gesteinsbildenden Mineralen reagieren (pneumatolytische Metasomatose). Bei dieser sogenannten Vergreisung werden Feldspäte und Biotit unter Abfuhr von Alkalien (Na, K) und Calcium vollständig zersetzt und durch eine Paragenese aus Quarz und hellen Glimmern (Muskovit, Zinnwaldit, Lepidolith) ersetzt. Die hydrothermalen Lösungen sind dazu reich an inkompatiblen Metallkomplexen (Sn, W, Mo, Bi, Li, Be) und Volatilen (F, Cl, B, H2O), die in Klüften und Hohlräumen zu Silikaten (Quarz, Topas, Beryll, Schörl), Sn-W-Mo-Mineralen (Kassiterit, Wolframit, Scheelit), Halogeniden (Fluorit), Phosphaten (Apatit) und Sulfiden (Arsenopyrit, Sphalerit, Chalkopyrit) kristallisieren. Als sehr späte, niedrigthermale Bildung treten Karbonate (Siderit, Calcit), komplexe Sekundärminerale, Tonminerale sowie zweite Generationen an Sulfiden auf.
