I terremoti intraplacca sono spesso associati a faglie preesistenti o zone di debolezza all'interno della crosta terrestre. L’accumulo di stress e deformazione nel tempo su queste faglie, nonostante la loro posizione lontana dai confini delle placche, può eventualmente portare a un significativo rilascio di energia quando si verifica una rottura. Questi terremoti possono produrre forti movimenti del suolo perché possono essere relativamente profondi ed è meno probabile che l'energia venga assorbita dagli strati sovrastanti di sedimenti. I terremoti più profondi hanno un contenuto di frequenza più elevato nelle loro onde sismiche, che possono essere trasmesse in modo più efficiente su distanze maggiori e causare scosse sostanziali anche a distanze epicentrali maggiori.
Esempi notevoli di terremoti intraplacca includono la zona sismica di New Madrid negli Stati Uniti centrali, che ha subito una serie di potenti terremoti nel 1800; il terremoto di Charleston, nella Carolina del Sud, del 1886; e il terremoto di Kobe, in Giappone, del 1995. Questi terremoti, e altri simili, hanno dimostrato che le regioni intraplacca possono effettivamente produrre forti scosse e danni significativi.
Un aspetto dei terremoti intraplacca degno di nota è che lo scuotimento del terreno che generano può essere più difficile da prevedere. Mentre le regioni di confine delle placche hanno un’attività sismica più abbondante e sistemi di faglie meglio caratterizzati, le aree intraplacca possono avere registrazioni storiche limitate e distribuzioni di faglie più complesse. Pertanto, le valutazioni del rischio sismico nelle regioni intraplacca possono essere più complesse e variare in modo significativo a seconda delle specifiche caratteristiche geologiche e tettoniche dell’area.
