Wapienie powstają głównie w wyniku litifikacji luźnych osadów węglanowych. Współczesne osady węglanowe powstają w różnych środowiskach: kontynentalnym, morskim i przejściowym, ale większość z nich jest morska. Obecne ławice Bahama są najlepiej poznanym współczesnym środowiskiem węglanowym. Jest to szeroki podmorski szelf pokryty płytką, ciepłą wodą morską. Szelf Bahama, lub platforma węglanowa, naśladuje ustawienie, które wielokrotnie panowało w stabilnych obszarach kratonicznych głównych bloków kontynentalnych w późnym prekambrze, paleozoiku i mezozoiku i służy jako model do wyjaśnienia różnych typów wapieni, które składają się na takie starożytne sukcesje węglanowe.
Krawędź szelfu jest oznaczona topograficznie ostrą skarpą flankowaną przez gruboziarniste, kanciaste brekcje wapienne. Kanały podmorskie wyryte w skarpie służą jako drogi wodne, którymi płytkowodne osady węglanowe mogą być transportowane przez prądy mętności zdolne do ich redystrybucji w postaci osadów fartuchowych na oceanicznej równinie abisalnej. W wielu obszarach obrzeża ławic Bahama są oznaczone odpornymi na działanie fal skałami rafowymi (czasami klasyfikowanymi jako skały macierzyste). Ścieranie tych raf przez fale powoduje powstawanie obfitych szczątków szkieletowych. Zmiany głębokości i siły prądów kontrolują względne ilości mikrytu i sparytu, występowanie określonych organizmów i ich produktywność, a także prawdopodobieństwo generowania ooidów, granulatów i węglanowych fragmentów skał. Mikryt i mikrytyczne osady alchemiczne gromadzą się w głęboko położonych, niskoenergetycznych, chronionych obszarach, takich jak laguny i pływowe równiny oraz po zawietrznej stronie dużych wysp. W wysokoenergetycznych, płytkowodnych miejscach, takich jak plaże, wydmy przybrzeżne i kanały pływowe, prądy usuwają mikryt, a te stają się miejscami osadzania się sparrytycznych osadów alchemicznych. Określenie dokładnego miejsca depozycji starożytnych osadów węglanowych wymaga szczegółowej analizy ich tekstury, składu, struktur sedymentacyjnych, geometrii, zawartości skamieniałości i związków stratygraficznych ze współczesnymi miejscami depozycji węglanów.
Oprócz opisanych powyżej starożytnych analogów współczesnych osadów węglanowych, istnieją słodkowodne wapienie (margle) i mułowce wapienne (lub kalcyfilutyty) z głębokowodnych równin abisalnych. Wapienie słodkowodne o ograniczonym zasięgu reprezentują spektrum drobnoskalowych osadów powstałych w obrębie i wzdłuż brzegów basenów jeziornych. Wapienie z głębokowodnych równin abisalnych są dość ograniczone pod względem objętości i wieku w zapisie geologicznym z kilku powodów. Po pierwsze, jest mniej prawdopodobne, że sekwencje z równiny abisalnej zostaną włączone do pasów orogenicznych, które powstają w wyniku kompresji brzegów kontynentów podczas zamykania basenów oceanicznych. Po drugie, pelagiczne mułki wapienne są oczywistymi współczesnymi analogami starożytnych kalcyfilutytów z równiny abisalnej. Mułki te są produkowane przez wydzielający aragonit plankton, który unosi się przy powierzchni (taki jak foraminiferany i kokkolity), który po śmierci pozostawia swoje skorupy, czyli jądra, by powoli osiadać na dnie oceanu i gromadzić się. Rozwój takich osadów głębinowych jest więc oczywiście uzależniony od istnienia organizmów planktonowych wydzielających wapń, a te nie rozwinęły się aż do czasów mezozoicznych. Wreszcie, akumulacja mułu wapiennego jest poważnie ograniczona zarówno szerokością geograficzną (jest w dużej mierze ograniczona do pasma rozciągającego się od 30° do 40° na północ i południe od równika), jak i głębokością równiny abisalnej (około 2000 metrów). Poniżej głębokości około 4500 metrów, która stanowi głębokość kompensacji węglanów (CCD), ciśnienie i temperatura wody morskiej powodują tempo rozpuszczania przewyższające tempo akumulacji prób pelagicznych.