Los terremotos intraplaca a menudo están asociados con fallas preexistentes o zonas de debilidad dentro de la corteza terrestre. La acumulación de tensión y tensión a lo largo del tiempo en estas fallas, a pesar de su ubicación lejos de los límites de las placas, puede eventualmente conducir a una liberación significativa de energía cuando ocurre una ruptura. Estos terremotos pueden producir fuertes movimientos del suelo porque pueden estar relativamente profundos y es menos probable que la energía sea absorbida por las capas de sedimentos suprayacentes. Los terremotos más profundos tienen un contenido de frecuencia más alto en sus ondas sísmicas, que pueden transmitirse de manera más eficiente a distancias más largas y causar sacudidas sustanciales incluso a distancias epicentrales mayores.
Ejemplos notables de terremotos intraplaca incluyen la Zona Sísmica de Nuevo Madrid en el centro de Estados Unidos, que experimentó una serie de poderosos terremotos en el siglo XIX; el terremoto de 1886 en Charleston, Carolina del Sur; y el terremoto de Kobe, Japón, de 1995. Estos terremotos, y otros similares, han demostrado que las regiones intraplacas pueden producir fuertes sacudidas y daños significativos.
Un aspecto de los terremotos intraplaca que vale la pena mencionar es que los temblores del suelo que generan pueden ser más difíciles de predecir. Si bien las regiones límite de las placas tienen actividad sísmica más abundante y sistemas de fallas mejor caracterizados, las áreas intraplaca pueden tener registros históricos limitados y distribuciones de fallas más complejas. Por lo tanto, las evaluaciones de peligro sísmico en regiones intraplaca pueden ser más complejas y pueden variar significativamente dependiendo de las características geológicas y tectónicas específicas del área.
